Nauka o budowie litosfery, czyli skorupy skalnej Ziemi, jej składzie oraz procesach kształtujących jej oblicze . procesy endogeniczne (wewnętrzne) diastrofizm, magmatyzm, metamorfizm procesy egzogeniczne (zewnętrzne) wietrzenie, erozja, powierzchniowe ruchy masowe, sedymentacja

Minerał - faza krystaliczna powstała w warunkach naturalnych

(w wyniku procesów geologicznych)

Skała - naturalny zespół minerałów

Skały skorupy ziemskiej:

magmowe

osadowe

metamorficzne

Cechy fizyczne minerałów

• Barwa

• Rysa

• Przeźroczystość

• Połysk

• Pokrój

• Łupliwość

• Przełam

• Twardość

• Gęstość

• Magnetyzm

• Luminescencja

Barwa

Obserwowane barwy minerałów są skutkiem selektywnej absorbcji światła - zależą od tego, jaką część widma światła białego absorbuje dany minerał.

• Minerały idiochromatyczne (barwne) pochłaniają ściśle określoną część widma światła białego i mają charakterystyczną barwę własną. Najczęściej barwa minerałów jest związana z obecnością w ich składzie chemicznym pierwiastków barwiących (z bloków d i f układu okresowego), takich jak np. Cr, Fe, Cu. Minerały typowo idiochromatyczne to m.in. mosiężnożółty chalkopiryt (CuFeS₂), wiśniowy hematyt (Fe₂O₃), zielony malachit Cu₂[CO₃(OH)₂] oraz niebieski azuryt.

• Minerały achromatyczne (bezbarwne) to te, które równomiernie absorbują światło o wszystkich długościach fali. W przypadkach niskiej absorbcji są bezbarwne (np. kwarc (kryształ górski), halit, kalcyt) lub białe (kaolinit), przy wyższej absorbcji światła - szare lub nawet czarne (grafit).

• Minerały allochromatyczne (zabarwione) mają zabarwienie związane z obecnością subtelnie rozproszonych domieszek barwiących (w postaci mikrowrostków lub kolloidów) albo defektów sieci krystalicznej. Przykłady takich minerałów to m.in. różnobarwne odmiany kwarcu (fioletowy ametyst, złocisty cytryn, czarny morion, biały kwarc mleczny), niebieski lub różowy halit, różowy ortoklaz (KAlSi₃O₈).

• Minerały pseudochromatyczne wykazują barwną migotliwość wskutek wewnętrznego odbicia światła od płaszczyzn łupliwości lub zbliźniaczeń oraz jego interferencji Takim minerałem jest np. labrador (Ca-Na plagioklaz).

Na powierzchni niektórych minerałów mogą pojawiać się barwne naloty, maskujące właściwą barwę minerału. Są to tzw. barwy naleciałe. Często są spotykane na minerałach siarczkowych miedzi, np. bornit pokrywa się niebieskawo-fioletową powłoką produktów utlenienia.

Rysa

Rysa to barwa sproszkowanego minerału. Nazwa wywodzi się od sposobu uzyskiwania proszku badanego minerału - przez potarcie jego okazu o szorstką i względnie twardą powierzchnię, np. nieszkliwionej płytki porcelanowej. Minerał pozostawia wówczas na powierzchni porcelany ślad w postaci tzw. rysy. Rysę twardych minerałów uzyskujemy przez zarysowanie ich powierzchni stalowym (diamentowym) ostrzem.

Badanie rysy pozwala odróżnić minerały idiochromatyczne (barwne) od minerałów allochromatycznych (zabarwionych). Rysa minerałów barwnych jest również barwna, natomiast rysa minerałów bezbarwnych i zabarwionych jest bezbarwna - biała lub szara.

Przeźroczystość

W zależności od zdolności do przepuszczania światła dzielimy minerały na trzy podstawowe grupy:

• Przeźroczyste - np. kwarc (kryształ górski), halit (NaCl), kalcyt (CaCO₃), diament (C).

• Półprzeźroczyste (przeświecające) - np. chalcedon (SiO₂).

• Nieprzeźroczyste - np. grafit (C), piryt (FeS₂), galena (PbS), magnetyt (Fe₃O₄).

Połysk

Światło odbite od powierzchni ścian kryształu sprawia wrażenie połysku, który jest tym silniejszy, im wyższe są wartości współczynnika odbicia oraz całkowitej absorbcji światła.

Intensywność połysku wzrasta wraz ze wzrostem współczynnika załamania światła minerału. Wyróżnia się następujące rodzaje połysku:

• Połysk metaliczny - bardzo intensywny, właściwy dla minerałów o bardzo wysokich współczynnikach załamania światła (n > 3.0), charakterystyczny dla wielu minerałów kruszcowych, jak np. piryt, galena, złoto rodzime.

• Połysk półmetaliczny - występuje u minerałów o umiarkowanie wysokich współczynnikach załamania światła (2.6 - 3.0), np. magnetyt.

• Połysk diamentowy - charakterystyczny dla minerałów o współczynnikach załamania świata od 1.9 do 2.6, np. diament, sfaleryt.

• Połysk szklisty - występuje wśród minerałów o niewielkiej absorpcji światła i umiarkowanych współczynnikach załamania światła (n < l.9), np. kwarc, skalenie, kalcyt.

Przy odbiciu od nierównych powierzchni minerałów, na tzw. przełamie, światło ulega rozproszeniu lub pochłonięciu. Obserwujemy wówczas połysk tłusty (siarka rodzima, kwarc na przełamie), perłowy (gips, muskowit i inne minerały blaszkowe), jedwabisty (azbest i inne minerały włókniste), woskowy, ziemisty lub matowy (kaolinit). Ten ostatni termin w zasadzie oznacza brak połysku.

Łupliwość i przełam.

Łupliwość jest to zdolność kryształów do rozdzielania się lub pękania pod wpływem działających na nie sił (uderzenia, nacisku, zmian objętości związanych ze zmianami temperatury) wzdłuż płaskich powierzchni - płaszczyzn łupliwości.

Płaszczyzny łupliwości są równoległe do płaszczyzn sieciowych kryształów najsłabiej związanych ze sobą, zazwyczaj najbardziej odległych od siebie. Zależnie od stopnia gładkości powstajacych płaszczyzn łupliwości wyróżnia się łupliwość:

• doskonałą, np. miki, gips, galena (PbS), halit (NaCl)

• dokładną, np. anhydryt (CaSO₄)

• wyraźną, np. apatyt

• niewyraźną, np. kasyteryt (SnO₂)

• bardzo niewyraźną, np. kwarc (SiO₂)

Łupliwość może byc jedno- i wielokierunkowa, ten sam minerał często wykazuje niejednakową łupliwość wzdłuż różnych systemów ścian. Do identyfikacji niektórych minerałów (np.  pirokseny, amfibole) wykorzystuje się kąty pomiędzy kierunkami łupliwości.

Minerały nie wykazujące łupliwości pękają wzdłuż nierównych powierzchni tzw. przełamu. Gdy powierzchnia przełamu pokryta jest współśrodkowymi wgłębieniami i wypukłościami, podobnie do powierzchni muszli, to przełam określa się jako muszlowy. Inne rodzaje przełamu określa się terminami: zadziorowaty, haczykowaty, nierówny, włóknisty, ziemisty itp.

Twardość

Twardość jest to opór stawiany przez minerał przy próbie rozerwania spójności jego cząstek przez np. zarysowanie powierzchni lub ścieranie. Do oznaczania twardości minerałów stosuje się 10-stopniową skalę Mohsa; szereg 10 minerałów wzorcowych, które są uporządkowane według wzrastającej twardości:

1 talk Mg₃(OH)₂[Si₄O₁₀]

2 gips CaSO₄·2H₂O

3 kalcyt CaCO₃

4 fluoryt CaF₂

5 apatyt Ca₅(Cl,F,OH)[PO₄]₃

6 ortoklaz K[AlSi₃O₈]

7 kwarc SiO₂

8 topaz Al₂(F,OH)₂[SiO₄]

9 korund Al₂O₃

10 diament C

Do ścisłego, ilościowego określenia stopnia twardości minerałów służą specjalne przyrządy, np. sklerometry lub mikrotwardościomierze.

Gęstość

Gęstość (masa właściwa) to stosunek masy ciała (minerału) do jego objętości. Wśród minerałów najwyższą gęstość mają metale rodzime, natomiast najlżejsze są substancje organiczne np. bursztyn. Gęstości wybranych minerałów (w g/cm³):

grafit C 2.15

halit NaCl 2.16

gips CaSO₄·2H₂O 2.32

skalenie alkaliczne

(K,Na)[AlSi₃O₈] 2.6

kwarc SiO₂ 2.65

kalcyt CaCO₃ 2.7

anhydryt CaSO₄ 3.0

diament C 3.5

oliwiny (Mg,Fe)₂[SiO₄] 3.2-4.4

granaty

(Fe,Ca,Mg,Mn)₃Al₂[SiO₄]₃ 3.6-4.3

syderyt FeCO₃ 4.0

chalkopiryt CuFeS₂ 4.3

baryt BaSO₄ 4.5

cyrkon Zr[SiO₄] 4.7

piryt FeS₂ 5.0

magnetyt Fe₃O₄ 5.2

kasyteryt SnO₂ 7.0

galena PbS 7.6

srebro rodzime Ag 10.5

złoto rodzime Au 19.3

Układy krystalograficzne

Układ krystalograficzny	Kąty miedzyosiowe	Odcinki jednostkowe
Trójskośny	α ≠ β ≠ γ ≠ 90°	a ≠ b ≠ c
Jednoskośny	α = γ = 90° ≠ β	a ≠ b ≠ c
Rombowy	α = β = γ = 90°	a ≠b ≠ c
Trygonalny	α1 = α2 = α3 = 90° γ = 120°	a1 = a2 = a3 ≠ c
Heksagonalny	α1 = α2 = α3 = 90° γ = 120°	a1 = a2 = a3 ≠ c
Tetragonalny	α = β = γ = 90°	a = b ≠ c
Regularny	α = β = γ = 90°	a = b = c

Elementy symetrii kryształów

Proste:

- translacja o wektor t,

- oś symetrii (L),

- płaszczyzna symetrii (P)

- środek symetrii (C).

Oś symetrii to taka prosta, wokół której kryształ obrócony o 360º przyjmuje tożsame położenie przynajmniej dwukrotnie. W najprostszym przypadku (oś dwukrotna - L²) kryształ przyjmuje takie samo położenie po obrocie o 180º

Krotność osi	L^2	L^3	L^4	L^6
Kąt obrotu	180º	120º	90º	60º

Płaszczyzna symetrii (P) to taka płaszczyzna która dzieli kryształ na dwie części będące dla siebie wzajemnie zwierciadlanymi odbiciami.

Środek symetrii (C) to punkt wewnątrz kryształu o takiej własności, że dowolna prosta przezeń przechodząca przecina kryształ w dwóch punktach równo od niego odległych i geometrycznie równoważnych.

Złożone:

oś zwierciadlana

oś śrubowa

płaszczyzna poślizgu.

Rozmiary atomów i jonów w sieci krystalicznej minerałów

Rząd wielkości: 10^-10 m (= 100 pm = 0.1 nm)

Jednostka układu CGS: 1Å = 10^-8 cm

Najpospolitsze jony budujące minerały:

Si⁴⁺, Al³⁺, Ti⁴⁺, Fe³⁺, Fe²⁺, Mg²⁺, Mn²⁺, Ca²⁺, Na⁺, K⁺,
O^2-, OH^-, Cl^-, F^-, S^2-

Generalnie aniony są większe od kationów. Rozmiary kationów zależą od ładunku (im większy ładunek tym mniejszy kation) oraz ilości powłok elektronowych, czyli okresu z układu okresowego pierwiastków.

rozmiary kationów/anionów		przykłady jonów
b. małe kationy	< 0.5 Å	Si^4+, Al^3+, Ti^4+
małe kationy	~ 0.67 Å	Fe^2+, Mg^2+, Mn^2+
średnie kationy	~ 1 Å	Na^+, Ca^2+
duże kationy	ok. 1.3-1.5 Å	K^+, Rb^+, Sr^2+, Ba^2+, Pb^2+
aniony	ok. 1.5-1.8 Å	O^2-, OH^-, Cl^-, F^-, S^2-

Kationy i aniony podobne geochemicznie i o podobnych rozmiarach często zastępują się w strukturach krystalicznych minerałów.

Izomorfizm (izotypia) polega na podobieństwie struktur minerałów o odmiennym składzie chemicznym, ale wykazujących analogiczne rozmieszczenie geometryczne atomów i/lub jonów.

Przykłady izotypii:

halit NaCl sylwin KCl galena PbS

kalcyt CaCO₃ dolomit CaMg(CO₃)₂

Sfaleryt ZnS diament C

Izomorfizm sensu stricto występuje wówczas, gdy kryształy izotypowe tworzą szeregi izomorficzne (izomorficzne roztwory stałe, tzw. kryształy mieszane), tzn. wykazują zdolność zastępowania w sieciach krystalicznych jednych atomów lub jonów przez inne.

Szeregi izomorficzne:

oliwiny Mg₂[SiO₄] - Fe₂[SiO₄]

granaty (Fe,Ca,Mg,Mn)₃Al₂[SiO₄]₃

plagioklazy Na[AlSi₃O₈] - Ca[Al₂Si₂O₈]

węglany trygonalne:

kalcyt - syderyt - magnezyt - rodochrozyt

CaCO₃ FeCO₃ MgCO₃ MnCO₃

Zjawisko zastępowania (podstawiania) w sieciach krystalicznych minerałów izomorficznych jednych atomów/jonów przez inne, o podobnych rozmiarach i własnościach krystalochemicznych (polaryzacyjnych), nazywane jest diadochią.

Diadochia izowalentna - podstawianie jonów o tej samej wartościowości;

np. Mg²⁺ ↔ Fe²⁺ ↔ Mn²⁺, Fe³⁺ ↔ Al³⁺, Zr⁴⁺ ↔ Hf⁴⁺ ,

K⁺ ↔ Rb⁺ ↔ Cs⁺

Diadochia heterowalentna - podstawianie jonów o różnej wartościowości;

np. Si⁴⁺ ↔ Al³⁺, Na⁺ ↔ Ca²⁺

POLIMORFIZM (wielopostaciowość) polega na występowaniu tej samej substancji chemicznej w postaci dwóch lub więcej faz krystalicznych (minerałów), różniących się strukturą wewnętrzną, postacią krystalograficzną oraz właściwościami fizycznymi. Zjawisko polimorfizmu, podobnie jak izomorfizmu, odkrył w 1822 r. niemiecki chemik i krystalograf E. A. Mitscherlich. Polimorfizm występuje zarówno wśród związków chemicznych jak i pierwiastków - w tym drugim przypadku nazywany jest alotropią. Każda odmiana polimorficzna danej substancji jest trwała w określonych warunkach ciśnienia i temperatury, zmiana tych warunków może doprowadzić do przemiany fazowej.

Przemiany fazowe dzielimy na odwracalne i nieodwracalne. Jeżeli pod wpływem zmiany ciśnienia i temperatury jedna odmiana polimorficzna przechodzi w drugą, a następnie - w wyniku zmian P-T w odwrotnym kierunku - druga odmiana polimorficzna przechodzi w fazę pierwszą, to jest to odmiana odwracalna (I↔II). Przykładem takiej przemiany jest kwarc, który w temperaturze 573^OC szybko i odwracalnie przechodzi z trygonalnego β-kwarcu w heksagonalny α-kwarc. Gdy w określonych warunkach fizycznych faza I przechodzi w fazę II, ale powrót do pierwotnych warunków P-T nie powoduje już jej przejścia w odmianę I (I→II), to jest to przemiana nieodwracalna, faza I jest fazą nietrwałą (metastabilną), a tylko faza II jest trwałą. Przykładem takiej przemiany jest przejście rombowego aragonitu w trygonalny kalcyt. Ponieważ prędkość przemiany fazowej aragonitu w kalcyt jest bardzo mała, dlatego w przyrodzie wystepuje zarówno stabilny kalcyt jak i metastabilny aragonit (ale tylko w osadach kenozoicznych).

Systematyka mineralogiczna

• Pierwiastki rodzime

• Siarczki i pokrewne kruszce (siarkosole i in.)

• Halogenki (fluorki, chlorki, bromki, jodki)

• Tlenki i wodorotlenki

• Sole kwasów tlenowych

• Węglany

• Borany

• Siarczany

• Chromiany

• Molibdeniany

• Wolframiany

• Fosforany

• Arseniny i arseniany

• Wanadany

• Minerały uranylu

• Krzemiany i glinokrzemiany

Eksploatowane złoża miedzi

Lubińsko-Głogowski Okręg Miedziowy (LGOM)

Perm (cechsztyn) monokliny przedsudeckiej

KGHM Polska Miedź

kopalnie: Lubin, Rudna, Polkowice, Sieroszowice

Złoża historyczne:

kopalnia Konrad k. Bolesławca (niecka północnosudecka)

Miedzianka k. Chęcin (Góry Świętokrzyskie)

Miedzianka w Rudawach Janowickich (Sudety)

Minerały miedzi (Cu)

siarczki i siarkosole:

Chalkopiryt CuFeS₂

Chalkozyn Cu₂S

Bornit Cu₅FeS₄

Kowelin CuS

Tetraedryt-Tennantyt

minerały strefy utlenienia:

Kupryt Cu₂O

Tenoryt CuO

Malachit Cu₂[CO₃(OH)₂] - zielony

Azuryt Cu₃[CO₃(OH)]₂ - niebieski

Chryzokola uwodniony krzemian Cu i Al

Eksploatowane złoża cynku i ołowiu - dolomity kruszconośne (Trias) Okręgu Śląsko-Krakowskiego (strefa: Bytom - Tarnowskie Góry - Olkusz)

Minerały Zn-Pb

siarczki

Sfaleryt ZnS

Wurcyt ZnS

Galena PbS

minerały strefy utlenienia

Smitsonit ZnCO₃

Cynkit ZnO

Hydrocynkit

Hemimorfit (kalamin)

Cerusyt PbCO₃

Anglezyt PbSO₄

Piromorfit

mieszaniny kruszcowe

blenda cynkowa (skorupowa)

galman

Minerały żelaza

rudy

Magnetyt Fe₃O₄

Hematyt Fe₂O₃

Syderyt FeCO₃

Goethyt FeOOH

Lepidokrokit FeOOH

limonit

siarczki

Piryt FeS₂

Markasyt FeS₂

Pirotyn (piryt magnetyczny)

Złoża rud żelaza w Polsce - tylko historyczne

• rudy darniowe i bagienne północnej Polski

• syderyty, limonity i piaski żelaziste Staropolskiego Okręgu Przemysłowego - N obrzeżenie Gór Świętokrzyskich, rejon Końskie - Starachowice - Nowa Słupia (Rudki - kop. Staszic)

• syderyty ilaste z osadów środkowej Jury (dogger) w regionie Częstochowa - Łęczyca, eksploatowane do połowy XX w.

• limonity okolic Tarnowskich Gór, powstałe w wyniku wietrzenia dolomitów kruszconośnych

• hematyt - niewielkie żyły, niegdyś lokalnie eksploatowane w Tatrach (Kuźnice, Dolina Kościeliska)

• magnetyt - niewielkie, zarzucone już złoże w Kowarach (Sudety)

• magnetyt i tytanomagnetyt w skałach magmowych (noryty, anortozyty) podłoża NE Polski (okolice Suwałk)

Chromit FeCr₂O₄

czernie manganowe:

• Hausmanit Mn₃O₄

• Manganit MnOOH

• Piroluzyt MnO₂

• Psylomelan

Złoto rodzime Au

Elektrum (Au,Ag)

Srebro rodzime Ag

Argentyt Ag₂S

Pentlandyt (Fe,Ni)₉S₈

Milleryt NiS

Nikielin NiAs

Kobaltyn CoAsS

Smaltyn (Co, Ni)As₃

Ilmenit FeTiO₃

Rutyl TiO₂

Wolframit (Fe,Mn)[WO₄]

Molibdenit MoS₂

Wanadynit Pb₅[(VO₄)₃Cl]

Cyrkon Zr[SiO₄]

Greenokit CdS

Kasyteryt SnO₂

Cynober HgS

Metacynabaryt HgS

Arsenopiryt FeAsS

Realgar AsS

Aurypigment As₂S₃

Antymonit Sb₂S₃

Bizmutynit Bi₂S₃

Podział strukturalny krzemianów

anion O:Si

Krzemiany wyspowe [SiO₄]^4- 4 : 1

Krzemiany grupowe [Si₂O₇]^6- 3.5 : 1

Krzemiany pierścieniowe [Si₆O₁₈]^12- 3 : 1

Krzemiany łańcuchowe [Si₂O₆]^4- 3 : 1

Krzemiany wstęgowe [Si₄O₁₁]^6- 2.75 : 1

Krzemiany warstwowe [Si₄O₁₀]^4- 2.5 : 1

Krzemiany przestrzenne 2 : 1

W glinokrzemianach część tetraedrów krzemotlenowych [SiO₄]^4- jest zastąpiona przez tetraedry glinotlenowe [AlO₄]^5-

Krzemiany wyspowe

Podstawowymi elementami struktury są tetraedry (czworościany) [SiO₄]^4-, które nie łącząc się bezpośrednio w bardziej złożone struktury pozostają jak izolowane wyspy.

Tetraedry są najczęściej połączone z dwoma dwuwartościowymi kationami (np. Mg, Fe²⁺ w oliwinach), znacznie rzadziej z trój- lub czterowartościowymi (Al, Ti, Zr).

Najpospolitsze minerały, które są krzemianami wyspowymi to:

• Oliwiny (Mg,Fe²⁺)₂[SiO₄]

• Granaty (Mg,Fe²⁺,Mn,Ca)₃Al₂[SiO₄]₃

• Cyrkon Zr[SiO₄]

• Monticellit CaMg[SiO₄]

Najważniejsze krzemiany wyspowe o nieco bardziej złożonej strukturze, obok [SiO₄]^4- zawierające inne aniony to:

• Sillimanit, Andaluzyt
  Dysten Al₂O₃·SiO₂ lub AlAl[O|SiO₄]

• Topaz Al₂[SiO₄|(F,OH)₂]

• Tytanit CaTi[O|SiO₄]

• Staurolit 2FeO·AlOOH·Al₂[O|SiO₄]

• Chlorytoid Fe²⁺₂Al₄[(OH)₄|O₂|(SiO₄)₂]

Krzemiany grupowe

Czworościany [SiO₄]^4- łączą się w w grupy dwóch czworościanów, o wzorze chemicznym anionu [Si₂O₇]^6-. Takie aniony często współwystępują z anionami [SiO₄]^4-, (OH)^-, a także z molekułami wody krystalizacyjnej. Wolne wartościowości są najczęściej wysycone dwu- i trójwartościowymi kationami (Ca, Mg, Fe²⁺, Al³⁺, Fe³⁺).

Najpospolitsze minerały, które są krzemianami grupowymi to:

Epidot Ca₂(Fe,Al)Al₂[O|OH|SiO₄|Si₂O₇]

Lawsonit CaAl₂[(OH)₂|(Si₂O₇)]·H₂O

Hemimorfit Zn₄[(OH)₂|(Si₂O₇)]·H₂O

Wezuwian Ca₁₀(Mg,Fe)₂Al₄[(OH)₄|(SiO₄)₅|(Si₂O₇)₂]

Krzemiany pierścieniowe

Czworościany [SiO₄]^4- łączą się w zamknięte struktury (pierścienie), złozone z trzech lub - częściej - z sześciu czworościanów, o wzorze chemicznym anionu [Si₆O₁₈]^12-.

Najpospolitsze minerały, które należą do tej grupy to:

Kordieryt Mg₂Al₃[AlSi₅O₁₈]

Beryl Al₂Be₃[Si₆O₁₈]

Turmaliny

Kordieryt jest w istocie glinokrzemianem - jeden z czworościanów w pierścieniu jest czworościanem [AlO₄]^5-. Natomiast turmaliny to grupa minerałów, które są borokrzemianami - w pierścieniach występują czworościany [BO₄]^5-.

Krzemiany łańcuchowe

Czworościany [SiO₄]^4- łączą się w łańcuchy, których dwa sąsiednie ogniwa tworzą anion [Si₂O₆]^4-. Wolne wartościowości tego anionu są najczęściej wysycone dwoma dwuwartościowymi kationami (Ca, Mg, Fe²⁺), rzadsze są kombinacje anionów jedno- i trójwartościowych (Na⁺, Al³⁺, Fe³⁺).

Najpospolitsze krzemiany łańcuchowe to minerały z grupy piroksenów:

• Augit (Ca,Na)(Mg,Fe,Al,Ti)[Si₂O₆]

• Diopsyd CaMg[Si₂O₆]

• Hedenbergit CaFe²⁺[Si₂O₆]

• Jadeit NaAl[Si₂O₆]

• Egiryn NaFe³⁺[Si₂O₆]

Krzemiany i glinokrzemiany wstęgowe

Czworościany [SiO₄]^4- i [AlO₄]^5- łączą się w podwójne łańcuchy (wstęgi), w których oczkach sytuują się aniony hydroksylowe (OH)^-. Wolne wartościowości są wysycone kationami o zróżnicowanych rozmiarach i różnych wartościowościach, zajmującymi określone pozycje strukturalne.

Najpospolitszymi glinokrzemianami wstęgowymi są minerały z grupy amfiboli, np. hornblenda zwyczajna o wzorze chemicznym:

(Ca,Na)_2-3(Mg,Fe,Al)₅[Si₆(Si,Al)₂O₂₂|(OH)₂]

Krzemiany i glinokrzemiany warstwowe

Czworościany [SiO₄]^4- i [AlO₄]^5- łączą się w warstwy (pakiety), pomiędzy którymi znajdują się aniony hydroksylowe (OH)^- oraz kationy. Wzór chemiczny anionu krzemianów warstwowych: [Si₄O₁₀]^4-.

Do grupy krzemianów i glinokrzemianów warstwowych należą:

Talk Mg₃[Si₄O₁₀](OH)₂

Serpentyny Mg₆[Si₄O₁₀](OH)₈

Chloryty (Mg,Fe)₆[(Si,Al)₄O₁₀](OH)₈

Miki:

Muskowit KAl₂[AlSi₃O₁₀](OH)₂

Biotyt KMg₃[AlSi₃O₁₀](OH)₂

Minerały ilaste:

Kaolinit Al₄[Si₄O₁₀](OH)₈

Illit (hydromuskowit) (K,H₃O)Al₂[AlSi₃O₁₀](OH)₂

Glaukonit (K,Ca,Na)(Al,Fe³⁺, Fe²⁺)₂[AlSi₃O₁₀](OH)₂·nH₂O

Montmorillonit (Na,Ca)_0-1(Al,Mg)₂[Si₄O₁₀](OH)₂·4H₂O

Krzemiany i glinokrzemiany przestrzenne

Czworościany [SiO₄]^4- i [AlO₄]^5- łączą się w trójwymiarowe struktury w ten sposób, że każdy anion O^2- jest wspólny dla dwóch sąsiadujących czworościanów.

Do grupy krzemianów i glinokrzemianów przestrzennych należą:

Minerały grupy SiO₂

Kwarc, Trydymit, Krystobalit

Skalenie

Skaleniowce (foidy)

Leucyt KAlSi₂O₆

Nefelin (Na,K)AlSiO₄

Skapolity

Zeolity

Natrolit Na₂Al₂Si₃O₁₀·2H₂O

Heulandyt CaAl₂Si₇O₁₈·6H₂O

Chabazyt CaAl₂Si₄O₁₂·6H₂O

Stilbit CaAl₂Si₇O₁₈·7H₂O

Skalenie

Minerały z grupy skaleni są - ilościowo - najszerzej rozpowszechnionymi składnikami skorupy ziemskiej. Skalenie są minerałami skałotwórczymi większości skał magmowych, wielu skał metamorficznych, a także niektórych skał osadowych (utwory piroklastyczne, piaskowce arkozowe).

Krystalochemicznie skalenie są glinokrzemianami potasu, sodu, wapnia lub baru, o strukturze przestrzennej. Na podstawie składu chemicznego wyróżniamy:

• skalenie potasowe (K-skalenie)

• skalenie sodowo-wapniowe (plagioklazy)

• skalenie barowe (bez znaczenia skałotwórczego)

Skalenie potasowe K[AlSi₃O₈]

ortoklaz

mikroklin

sanidyn

adular

Skalenie sodowo-wapniowe (plagioklazy) (Na,Ca)[Al(Si,Al)Si₂O₈] tworzą ciągły szereg izomorficzny:

• albit (Ab) Na[AlSi₃O₈]

• oligoklaz 90-70% Ab

• andezyn 70-50% Ab

• labrador 50-30% Ab

• bytownit 30-10% Ab

• anortyt (An) Ca[Al₂Si₂O₈].

Minerały skałotwórcze skał magmowych

Oliwin (Mg,Fe²⁺)₂[SiO₄]

Augit (Ca,Na)(Mg,Fe,Al,Ti)[Si₂O₆]

Hornblenda (Ca,Na)_2-3(Mg,Fe,Al)₅[Si₆(Si,Al)₂O₂₂|(OH)₂]

Muskowit KAl₂[AlSi₃O₁₀](OH)₂

Biotyt KMg₃[AlSi₃O₁₀](OH)₂

Skalenie

sodowo-wapniowe (plagioklazy) (Na,Ca)[Al(Si,Al)Si₂O₈]

potasowe (ortoklaz) K[AlSi₃O₈]

Kwarc SiO₂

Skaleniowce (foidy)

Leucyt KAlSi₂O₆

Nefelin (Na,K)AlSiO₄

Minerały akcesoryczne:

Granaty (Mg,Fe²⁺,Mn,Ca)₃Al₂[SiO₄]₃

Cyrkon Zr[SiO₄]

Tytanit CaTi[O|SiO₄]

Minerały wtórne:

Epidot Ca₂(Fe,Al)Al₂[O|OH|SiO₄|Si₂O₇]

Serpentyny Mg₆[Si₄O₁₀](OH)₈

Chloryty (Mg,Fe)₆[(Si,Al)₄O₁₀](OH)₈

Kalcyt, chalcedon, opal...

Minerały skałotwórcze skał magmowych

Oliwiny (Mg,Fe²⁺)₂[SiO₄]

Pirokseny (Augit) (Ca,Na)(Mg,Fe,Al,Ti)[Si₂O₆]

Amfibole (Hornblenda)

(Ca,Na)_2-3(Mg,Fe,Al)₅[Si₆(Si,Al)₂O₂₂|(OH)₂]

Miki:

Muskowit KAl₂[AlSi₃O₁₀](OH)₂

Biotyt KMg₃[AlSi₃O₁₀](OH)₂

Skalenie:

sodowo-wapniowe (Plagioklazy) (Na,Ca)[Al(Si,Al)Si₂O₈]

potasowe (Ortoklaz) K[AlSi₃O₈]

Kwarc SiO₂

Minerały skał osadowych

grupa SiO₂

kwarc SiO₂
chalcedon SiO₂
opal SiO₂·nH₂O

węglany

kalcyt CaCO₃
aragonit CaCO₃
syderyt FeCO₃
dolomit CaMg(CO₃)₂

minerały ilaste

kaolinit Al₄[Si₄O₁₀](OH)₈
illit (hydromuskowit) (K,H₃O)Al₂[AlSi₃O₁₀](OH)₂
glaukonit (K,Ca,Na)(Al,Fe³⁺, Fe²⁺)₂[AlSi₃O₁₀](OH)₂·nH₂O
montmorillonit (Na,Ca)_0-1(Al,Mg)₂[Si₄O₁₀](OH)₂·4H₂O

minerały skał solnych

halit NaCl
sylwin KCl
karnalit KMgCl₃·6H₂O
kainit KMgClSO₄·3H₂O
anhydryt CaSO₄
gips CaSO₄·2H₂O
polihalit K₂MgCa₂(SO₄)₄·2H₂O
kizeryt MgSO₄·4H₂O

wodorotlenki glinu

gibbsyt Al(OH)₃
diaspor AlOOH
boehmit AlOOH

inne

siarka rodzima S

baryt BaSO₄

fluoryt CaF₂

Kwarc SiO₂

Chemicznie kwarc jest dwutlenkiem krzemu, natomiast strukturalnie krzemianem przestrzennym (szkieletowym). Grupa kwarcu obejmuje polimorficzne odmiany substancji SiO₂. Powyżej 573ºC powstaje heksagonalny kwarc α, poniżej 573ºC - trygonalny kwarc β. Poniżej 573ºC kwarc α przechodzi w kwarc β, zachowując jednak swą postać, dzięki czemu w skałach zwykle występują paramorfozy kwarcu β po kwarcu α.

Kwarc β tworzy kryształy o postaciach: słupa heksagonalnego, romboedru, trapezoedru, bipiramid itp. Kwarc β pospolicie występuje również w formach anhedralnych (ksenomorficznych, obcokształtnych), w postaci skupień ziarnistych lub zbitych oraz naskorupień.

Czysty kwarc jest bezbarwny, powszechne są również kryształy zabarwione. Bezbarwne lub zabarwione kryształy kwarcu, najczęściej pochodzenia hydrotermalnego noszą odrębne nazwy:

• kryształ górski bezbarwny, przeźroczysty

• ametyst fioletowy

• cytryn żółty

• morion ciemnoszary do czarnego

• kwarc mleczny biały

Pozostałe cechy fizyczne kwarcu

• Kwarc w zasadzie nie wykazuje łupliwości

• Przełam muszlowy

• Twardość w skali Mohsa - 7 (minerał wzorcowy)

• Połysk: na ściankach kryształów szklisty, na powierzchni przełamu tłusty

• Gęstość - 2.65g/cm³

• Kwarc wykazuje właściwości piezoelektryczne

• Kwarc nie ulega wietrzeniu chemicznemu, jest jednym z minerałów najbardziej odpornych na wietrzenie

• Kwarc jest odporny na działanie kwasów, oprócz HF.

Kwarc występuje w znacznych ilościach w kwaśnych skałach magmowych (np. granit, riolit), w skałach osadowych okruchowych (piaski, piaskowce itp.) oraz w niektórych skałach metamorficznych (kwarcyty, gnejsy).

Minerały grupy SiO₂

kwarc SiO₂
chalcedon SiO₂
opal SiO₂·nH₂O

Opal - bezpostaciowy mineraloid, zestalona koloidalna krzemionka (stwardniały żel) zawierająca zmienną ilość (1-21%) H₂O.

Chalcedon - skrytokrystaliczna odmiana kwarcu z submikroskopowymi porami, zazwyczaj wypełnionymi pewną ilością wody. Chalcedon jest często produktem odwodnienia i rekrystalizacji opalu. Nie tworzy samoistnych kryształów, występuje w formach skupień nerkowatych, kulistych, skorupowych lub naciekowych.

Makroskopowo opal i chalcedon są trudne do rozróżnienia. W stanie czystym są przeźroczyste (hialit), przeświecające lub białe (opal mleczny), ale często są zabarwione różnymi domieszkami. Barwne odmiany opalu i chalcedonu są określane nazwami: chryzopraz (zielony), onyks (czarny), agat, jaspis (wstęgowo zabarwione), karneol (czerwonawy), heliotrop.

Opal i chalcedon nie wykazują łupliwości, przy uderzeniu pękają z wytworzeniem nierównych powierzchni przełamu i ostrych krawędzi.

Połysk - tłusty, matowy, szklisty

Twardość - 5.5-6 w skali Mohsa

Gęstość:

opal - ok. 2.1 g/cm³

chalcedon - ok. 2.6 g/cm³

Opal i chalcedon występują w organizmach budujących elementy szkieletowe z krzemionki - w wyniku ich nagromadzenia powstają skały osadowe pochodzenia organicznego (skały krzemionkowe: diatomity, radiolaryty, spongiolity i in.)

Mogą również powstawać na drodze chemicznej, w wyniku zestalania i/lub krystalizacji koloidalnej krzemionki:

• na dnie zbiorników sedymentacyjnych (skały krzemionkowe pochodzenia chemicznego)

• w innych skałach (konkrecje typu krzemieni i czert, geody, migdały).

Skałotwórcze minerały węglanowe

kalcyt CaCO₃
aragonit CaCO₃
syderyt FeCO₃
dolomit CaMg(CO₃)₂
magnezyt MgCO₃

Kalcyt CaCO₃ - układ trygonalny, kryształy w postaci skalenoedru lub romboedru, często zbliźniaczone. W skałach osadowych kalcyt często jest krypto- lub mikrokrystaliczny, tworzy również konkrecje (ooidy) i formy naciekowe (stalaktyty, stalagmity).

W stanie czystym krystaliczny kalcyt jest bezbarwny (kalcyt optyczny, tzw. szpat islandzki), przy zawartości inkluzji i/lub domieszek może być biały, żółty, różowy itp.

Rysa biała

Połysk szklisty, w skupieniach włóknistych jedwabisty

Doskonała łupliwość w trzech kierunkach (romboedryczna)

Twardość - 3 (minerał wzorcowy w skali Mohsa)

Gęstość - 2.7 g/cm³

Kalcyt reaguje burzliwie z kwasami

CaCO₃ + 2HCl ↔ CaCl₂ + H₂O + CO₂↑

Kalcyt optyczny wykazuje makroskopowo widoczną dwójłomność

Kalcyt jest pochodzenia organicznego lub chemicznego. Jest podstawowym minerałem skałotwórczym m.in. wapieni i margli.

Materiałem organicznym tych skał są zazwyczaj elementy szkieletów zewnętrznych (skorupki) morskich organizmów bezkręgowych, zbudowane z kalcytu lub aragonitu.

Minerały ilaste

Minerały ilaste to uwodnione glinokrzemiany glinu, żelaza, magnezu i/lub wapnia, niektóre z domieszką alkaliów (K, Na), o strukturze warstwowej (pakietowej).

Zazwyczaj występują w formie submikroskopowych blaszek, rozmiarów pojedynczych mikrometrów, są miękkie (twardość 1-2 w skali Mohsa) i plastyczne, niektóre (montmorillonit, smektyty) w wodzie pęcznieją.

kaolinit Al₄[Si₄O₁₀](OH)₈
illit (hydromuskowit) (K,H₃O)Al₂[AlSi₃O₁₀](OH)₂
glaukonit (K,Ca,Na)(Al,Fe³⁺, Fe²⁺)₂[AlSi₃O₁₀](OH)₂·nH₂O
montmorillonit (Na,Ca)_0-1(Al,Mg)₂[Si₄O₁₀](OH)₂·4H₂O

smektyty

Analiza mikroskopowa minerałów i skał w płytkach cienkich (tzw. szlifach mikroskopowych o grubości 0.02 mm)

Badania przy jednym polaryzatorze

Identyfikacja minerałów przeźroczystych i nieprzeźroczystych

Dla minerałów przeźroczystych:

• Wydzielenie minerałów barwnych i bezbarwnych

• Barwa i pleochroizm (dot. minerałów barwnych)

• Relief

• Łupliwość

• Pokrój kryształów, kształt i wielkość kryształów i ziarn minerałów

• Wrostki

• Charakter powierzchni, spękania, ewentualne oznaki wietrzenia chemicznego minerałów

Badania przy polaryzatorach skrzyżowanych

Rozróżnianie minerałów izotropowych i anizotropowych

Dla minerałów anizotropowych:

• Barwy interferencyjne

• Kąty ściemniania (wygaszania światła)

• Zbliźniaczenia

Skały magmowe to skały powstałe w wyniku krystalizacji magmy

Magma - płynny stop krzemianowy nasycony gazami

Lawa wulkaniczna - magma, która wydostała się na powierzchnię Ziemi

Magma pierwotna - powstała przez wytopienie skał płaszcza lub skorupy

Magma macierzysta

Dyferencjacja (różnicowanie) magm

Krystalizacja frakcyjna - stopniowe wydzielanie się minerałów ze stopu w trakcie jego krzepnięcia w miarę spadku temperatury

Likwacja - proces odmieszania magm o różnej gęstości

Asimilacja skał otoczenia - zachodzi w brzeżnych partiach komory magmowej, polega na częściowym wytapianiu skał osłony lub wymiany substancji ze skałami osłony

Ksenolity - zatopione w magmie i termicznie zmienione okruchy skał osłony

Kontaminacja - zanieczyszczenie magmy przetopionym materiałem skał osłony

Magma - płynny stop krzemianowy nasycony gazami

jednofazowa - wyłącznie faza ciekła

dwufazowa - stop + kryształy lub stop + pęcherzyki gazu

trójfazowa - stop + kryształy + pęcherzyki gazu

Lawa wulkaniczna - magma, która wydostała się na powierzchnię Ziemi

Składniki lotne magm:

H₂O, CO₂, H₂, CO, CH₄, S, SO₂,

H₂S, N₂, NH₄, F₂, HF, Cl₂, HCl, O₂

Gęstość magm: od ok. 2.4 g/cm³ (magmy kwaśne)

do ok. 2.9 g/cm³ (magmy zasadowe)

Lepkość

Temperatura: od ok. 1250°C do 650°C

temperatury likwidusu i solidusu

Ciśnienie

Wytapianie magm

wzrost temperatury

spadek ciśnienia litostatycznego

wzbogacenie w składniki lotne

Dyferencjacja (różnicowanie) magm

Krystalizacja frakcyjna - stopniowe wydzielanie się minerałów ze stopu w trakcie jego krzepnięcia w miarę spadku temperatury

Likwacja - proces odmieszania magm o różnej gęstości

Dyfuzja

Asymilacja skał otoczenia - zachodzi w brzeżnych partiach komory magmowej, polega na częściowym wytapianiu skał osłony lub wymiany substancji ze skałami osłony

Ksenolity - zatopione w magmie i termicznie zmienione okruchy skał osłony

Kontaminacja - zanieczyszczenie magmy przetopionym materiałem skał osłony, o odmiennym składzie chemicznym

Mieszanie magm - skały hybrydowe

Krystalizacja równowagowa i frakcjonalna

Frakcyjna krystalizacja magmy

Stadium wczesne - krystalizacja oliwinów, piroksenów i Ca-plagioklazów z akcesorycznymi granatami i chromitem. Powstanie skał ultrazasadowych.

Stadium główne - krystalizacja piroksenów i Ca-Na plagioklazów (magma gabrowa), później amfiboli i Na-Ca plagioklazów (magma diorytowa), jeszcze póżniej biotytu z dodatkiem skaleni alkalicznych (magma granodiorytowa).

Stadium późne - krystalizacja skaleni alkalicznych, biotytu, muskowitu i kwarcu (magma sjenitowa i granitowa).

Procesy pomagmowe

• Stadium pegmatytowe - krystalizacja skał żyłowych (pegmatytów) i  kruszców ze stopu pomagmowego zasobnego w SiO₂, alkalia, składniki lotne (H₂O, CO₂, H₂S) oraz takie pierwiastki jak B, F, Li, Sn, W.

• Stadium pneumatolityczne - tworzenie się minerałów na skutek interakcji resztek pomagmowych zdominowanych przez składniki lotne ze skałami otoczenia. Powstają takie minerały jak topaz, turmalin, kasyteryt, wolframit, siarczkowe kruszce metali.

• Stadium hydrotermalne - krystalizacja minerałów z gorących roztworów pomagmowych, oddziałujących na skały otoczenia. Powstające minerały tworzą różnorodne żyły kruszcowe, bogate m.in. w Cu, Zn, Pb, As, Sb, Bi, Ag, Au.

Kryteria klasyfikacji skał magmowych:

• miejsce powstania w skorupie ziemskiej

• skład chemiczny magmy

• skład mineralny i chemiczny skał

Skały:

• wylewne (wulkaniczne)

• subwulkaniczne

• żyłowe

• hipabysalne

• głębinowe (plutoniczne, abysalne)

Skały:

• ultrazasadowe

• zasadowe

• obojętne

• kwaśne

Główne składniki magmy:

SiO₂, Al₂O₃, MgO, FeO+Fe₂O₃, CaO, Na₂O, K₂O, H₂O, TiO₂

Magmy ultrazasadowe są ubogie w krzemionkę (ok. 40% SiO₂) i glinkę, praktycznie pozbawione alkaliów, natomiast bardzo bogate w MgO i FeO. Z takich magm krystalizują oliwiny i pirokseny - główne minerały skał ultrazasadowych (ultramaficznych).

Magma bazaltowa zawiera 45-52% SiO₂, ok. 15% Al₂O₃, znaczne ilości CaO, MgO i FeO (do ok. 10% każdego z tych składników), natomiast niewiele alkaliów, zwłaszcza K₂O. Z takiej magmy krystalizują przede wszystkim Ca-Na plagioklazy i pirokseny.

Magmy obojętne (np. andezytowa) są bogatsze w krzemionkę (52-65% SiO₂) i alkalia, natomiast uboższe w CaO, MgO i FeO. Krystalizują z nich Na-Ca plagioklazy i skalenie alkaliczne, a z minerałów ciemnych głównie hornblenda i biotyt.

Magmy kwaśne (granitowe) zawierają ponad 65% SiO₂, ok. 15% Al₂O₃, znaczne ilości alkaliów(w sumie do ok. 10% Na₂O i K₂O), są natomiast ubogie w CaO, MgO i FeO. Z takich magm krystalizują skalenie alkaliczne, Na-Ca-plagioklazy, biotyt oraz kwarc.

Główne skały magmowe

grupa skał	głębinowe	żyłowe	wylewne	minerały główne	inne minerały
ultra-maficzne (ultra-zasadowe)	dunit	pikryt	kimberlit	oliwin	piroksen, granat, spinel
				perydotyt			oliwin, piroksen	granat, spinel
zasadowe	gabro, noryt	diabaz (doleryt)	bazalt, melafir	piroksen, Ca-plag.	oliwin, hornblenda
obojetne	dioryt	lamprofir	andezyt	hornblenda, Na-Ca-plag.	biotyt, piroksen, K-skaleń
			sjenit		trachit	K-skaleń, Na-plag., biotyt	hornblenda, piroksen, kwarc (Q)
	kwaśne		granit	pegmatyt, aplit	riolit	skalenie, Q, biotyt	muskowit hornblenda
			grano-dioryt		riodacyt	skalenie, Q, biotyt, hbl.
			tonalit		dacyt	Na-Ca-plag., biot., hbl., Q	K-skaleń

Kolejność powstawania minerałów i skał magmowych
według szeregu reakcyjnego Bowena

szereg Bowena	rodzaj skał
oliwin anortyt bytownit piroksen labrador amfibol andezyn biotyt oligoklaz skalenie alkaliczne muskowit + kwarc	skały ultrazasadowe skały zasadowe skały obojętne skały kwaśne

Struktura - sposób wykształcenia składników skały

• stopień krystaliczności

• rozmiary kryształów

• kształt kryształów

• stopień krystaliczności

struktura holokrystaliczna (pełnokrystaliczna)

struktura hipokrystaliczna

struktura hialinowa (holohialinowa, szklista)

• rozmiary kryształów

struktura fanerokrystaliczna (jawnokrystaliczna)

grubokrystaliczna

średniokrystaliczna

drobnokrystaliczna

struktura afanitowa (skrytokrystaliczna)

mikrokrystaliczna

kryptokrystaliczna

struktura porfirowa - fenokryształy w afanitowym cieście skalnym

struktury równo- i nierównokrystaliczne

struktura fanerokrystaliczno-porfirowa

• kształt kryształów

kryształy euhedralne (automorficzne, idiomorficzne)

kryształy subhedralne (hipidiomorficzne)

kryształy anhedralne (ksenomorficzne)

Tekstura - sposób ułożenia i rozmieszczenia składników w skale oraz wypełnienia przez nie przestrzeni

• ułożenie i rozmieszczenie składników

tekstura bezkierunkowa (bezładna)

tekstury kierunkowe (np. fluidalna)

• wypełnienie przestrzeni

tekstura zbita, masywna

tekstury porowate (pęcherzykowa, pumeksowa, migdałowcowa itp.)

Schemat opisu skały magmowej

• barwa

• struktura

• tekstura

• skład mineralny - na podstawie cech fizycznych zidentyfikować główne minerały

Na podstawie powyższych cech ustalamy rodzaj i nazwę skały

Skały osadowe tworzą się w tzw. strefie hipergenicznej, w  warunkach P-T podobnych do panujących na powierzchni Ziemi. Najczęściej powstają w wyniku sukcesywnej sedymentacji (depozycji) materiału na dnie basenów sedymentacyjnych.

Charakterystycznymi cechami zdecydowanej większości skał osadowych i ich formacji są warstwowanie i uławicenie.

Wiele skał osadowych zawiera skamieniałości - szczątki zwierząt (rzadziej roślin) dokumentujące historię i ewolucję życia na Ziemi.

Skały osadowe są skałami macierzystymi i zbiornikowymi dla ropy naftowej i gazu ziemnego, skałami osadowymi są również węgle.

Skały osadowe są źródłem m.in.

• rud żelaza

• soli kamiennej i soli potasowych

• surowców ceramicznych

• materiałów budowlanych (żwiry, piaski, wapienie, gipsy i inne)

Procesy prowadzące do powstawania skał osadowych:

• wietrzenie

• transport

• sedymentacja

• diageneza

Wietrzenie

Wietrzenie fizyczne prowadzi do rozluźnienia spójności, a  następnie rozpadu minerałów i skał pod wpływem m.in. dobowych i  sezonowych zmian temperatury (insolacja → rozszerzanie termiczne minerałów, zamarzanie i topnienie wody, krystalizacja soli) oraz mechanicznego działania wody, wiatru, roślin itp.

Dezintegracja blokowa i granularna

Wietrzenie chemiczne to chemiczny rozkład minerałów pod wpływem wód opadowych (zawsze zawierających O₂ i CO₂) oraz takich substancji jak SO₂, (H₂SO₄), związki Cl, kwasy humusowe, a także bakterii i innych mikroorganizmów.

Procesy wietrzenia chemicznego:

• rozpuszczanie

• utlenianie - redukcja

• uwęglanowienie (karbonatyzacja)

• uwodnienie (hydratacja)

• hydroliza

• kaolinityzacja, laterytyzacja, halmyroliza itp.

Charakter wietrzenia istotnie zależy od czynników klimatycznych;

wietrzenie fizyczne dominuje na pustyniach i w warunkach zimnego klimatu (strefy podbiegunowe, obszary górskie),

wietrzenie chemiczne zachodzi najintensywniej w strefach klimatów wilgotnych, ciepłych i gorących, a praktycznie zanika poniżej 0ºC.

Transport

Czynniki transportu:

• wiatr - przemieszcza tylko drobne ziarna (Φ < 2 mm), zakumulowane tworzą wydmy i lessy

• woda deszczowa - wymywa drobne ziarna (ablacja), które osadza w niewielkich odległościach (deluwia)

• wody płynące - transportują produkty wietrzenia w postaci roztworów, koloidów oraz w zawiesinie, grubszy materiał jest przemieszczany po dnie (toczenie, wleczenie, saltacja)

• wody gruntowe - transportują materiał głównie w postaci roztworów i w zawiesinie

• lód lodowcowy - transportuje materiał wtopiony w lodowiec

• prądy morskie - transportują materiał głównie w postaci roztworów i w zawiesinie

• siła ciężkości (grawitacja) - powoduje powstawanie piargów, osuwisk, spływów podmorskich (prądy zawiesinowe).

Sedymentacja - proces osadzania (depozycji) materiału w określonym środowisku sedymentacyjnym.

W wodach płynących sedymentacja zaczyna się wraz ze spadkiem siły nośnej wody.

Sedymentacja eoliczna postępuje w miarę spadku siły nośnej wiatru, od strony zawietrznej.

Sedymentacja lodowcowa odbywa się w miarę topnienia i cofania się lodowca.

W zbiornikach wodnych (morza i oceany, jeziora) sedymentacja odbywa się na skutek grawitacyjnego opadania materiału detrytycznego, wypadania drobnych cząstek z zawiesiny, opadania na dno szczątków organicznych oraz wytrącania substancji mineralnych (soli) z roztworu.

Środowiska sedymentacyjne

Morskie:

• szelfowe (litoralne, rafowe, nerytyczne)

strefa litoralna - do ok. 50 m głębokości

strefa nerytyczna - szelf do ok. 250 m gł.

• pelagiczne (hemipelagiczne, eupelagiczne)

strefa batialna - stok kontynentalny

strefa abysalna - głębia oceaniczna

poziom CCD (calcite compensation depth)

Przejściowe:

• przybrzeżne

• lagunowe

• estuariowe

• deltowe

Kontynentalne:

• pustynne

• rzeczne

• jeziorne

• bagienne

• glacjalne

Diageneza - zespół procesów fizycznych i chemicznych prowadzących do lityfikacji luźnego materiału osadowego.

Kompakcja - zmniejszanie porowatości i wyciskanie wody (odwodnienie) prowadzi do wzrostu gęstości osadów.

Cementacja - wypełnienie porów w osadzie przez spoiwo.

Rekrystalizacja - krystalizacja minerałów z roztworów i/lub żeli (opal → chalcedon), wzrost wielkości kryształów, powstawanie obwódek regeneracyjnych itp.

Metasomatoza - rekrystalizacja połączona ze zmianą składu chemicznego i mineralnego skały (np. dolomityzacja, silifikacja).

Minerały allogeniczne i autogeniczne

Minerały i składniki allogeniczne powstały poza basenem sedymentacyjnym, do którego zostały dostarczone jako produkty wietrzenia starszych skał. Do tej grupy należą m.in.

kwarc,

miki (głównie muskowit),

skalenie (najczęściej alkaliczne),

odporne na wietrzenie minerały ciężkie:

cyrkon, rutyl, turmaliny, granaty, magnetyt, ilmenit,

sillimanit, dysten, kasyteryt, monacyt, złoto rodzime.

okruchy skał (odpornych na wietrzenie),

redeponowane skamieniałości itp.

Minerały autogeniczne to te, które tworzą się w basenie sedymentacyjnym i/lub na jego dnie, w trakcie sedymentacji lub diagenezy. Do tej grupy należą m.in.

opal, chalcedon,

minerały ilaste (kaolinit, illit, montmorillonit, glaukonit),

tlenki i wodorotlenki żelaza (hematyt, goethyt),

węglany (kalcyt, aragonit, dolomit, syderyt),

siarczany (gips, anhydryt),

chlorki (halit, sylwin, karnalit).

Skały osadowe

Skały piroklastyczne

tufy i tufity, ignimbryty, popioły wulkaniczne itp.

Skały klastyczne (okruchowe)

psefity: żwiry, gruzy, zlepieńce, konglomeraty, brekcje

psamity: piaski i piaskowce (arenity, waki itp.)

aleuryty: mady, muły, mułowce

pelity - zob. skały ilaste

Skały ilaste

iłowce, łupki ilaste, tonsteiny itp.

kaoliny

bentonity

Skały węglanowe

wapienie (organiczne i chemiczne)

wapienie mikrytowe (pelityczne)

wapienie ziarniste (gruzełkowe, grudkowe)

wapienie oolitowe

wapienie organodetrytyczne

muszlowce

kreda

wapienie rafowe

martwice wapienne i trawertyny

dolomity: syngenetyczne i epigenetyczne

syderyty

margle i opoki

Skały krzemionkowe

ziemie okrzemkowe i diatomity

spongiolity

radiolaryty

rogowce

lidyty, jaspisy

opoki

gezy

krzemienie i czerty

Skały alitowe

boksyty, lateryty, terra rossa

Skały fosforanowe

Skały żelaziste

Skały ewaporatowe (solne)

siarczanowe (gipsy, anhydryty)

chlorkowe (sól kamienna, sole potasowe)

Kopalne paliwa stałe (kaustobiolity)

torf, węgle brunatne, kamienne, antracyt

Skały osadowe okruchowe (klastyczne)

Kryteria klasyfikacji:

wielkość ziarn (frakcja)

obecność lub brak spoiwa

skład mineralny

Frakcja. Cztery główne przedziały frakcji, które są podstawą podziału skał osadowych okruchowych na poszczególne typy:

nazwa frakcji wielkość okruchów/ziarn

psefitowa (żwirowa, grubookruchowa) > 2 mm

psamitowa (piaskowa, średniookruchowa) 2 - 0.1 mm

aleurytowa (mułowa, drobnookruchowa) 0.1 - 0.01 mm

pelitowa (iłowa, bardzo drobnookruchowa) < 0.01 mm

Składniki szkieletu ziarnowego piaskowców

• kwarc (+ okruchy skał krzemionkowych)

• skalenie (+ okruchy granitów i gnejsów)

• okruchy skał (wulkanicznych, metamorficznych itp.)

• akcesoryczne minerały ciężkie, odporne na wietrzenie (magnetyt, ilmenit, rutyl, apatyt, granaty, staurolit, dysten, cyrkon, monacyt, kasyteryt, złoto rodzime itp.)

Rodzaje spoiw skał osadowych okruchowych

Teksturalne:

• spoiwo typu kontaktowego

• spoiwo typu masy wypełniającej

Genetyczne

• spoiwo chemiczne (cement)

• spoiwo detrytyczne (matrix)

Typowe spoiwa skał osadowych okruchowych

substancja tworząca spoiwo	nazwa spoiwa	cechy diagnostyczne
kalcyt	Wapniste	burzliwa reakcja z HCl
kalcyt + min. ilaste	Margliste	burzliwa reakcja z HCl + osad
dolomit	Dolomityczne	reakcja z HCl po sproszkowaniu
tlenki i wodoro-tlenki żelaza	Żelaziste	barwy czerwono-brunatne
krzemionka	krzemionkowe	wysoka twardość, duża zwięzłość skały
minerały ilaste	Ilaste	mała zwięzłość skały, brudzi palce
gips, anhydryt	Siarczanowe

Skały ilaste

Iły, iłowce i łupki ilaste

Kaoliny - rezydualne skały ilaste, złożone głównie z minerału kaolinitu, który jest produktem wietrzenia chemicznego skaleni potasowych

4KAlSi₃O₈ + 6H₂O → Al₄(OH)₈[Si₄O₁₀] + 8SiO₂ + 4KOH

Iły kaolinitowe

Łupki ogniotrwałe (tonsteiny) - silnie zdiagenezowane iły kaolinitowe, zwięzłe, nieplastyczne, występują jako wkładki (przerosty) w pokładach węgla

Bentonity - skały złożone z montmorillonitu i/lub smektytów, powstają w procesach podmorskiego wietrzenia szkliwa wulkanicznego

Iły montmorillonitowe

Gliny - różnoziarniste, niewysortowane osady polodowcowe

Lessy - drobnoziarniste osady eoliczne

Skały węglanowe

Wapienie organiczne i chemiczne

wapienie mikrytowe (pelityczne)

wapienie ziarniste (gruzełkowe, grudkowe)

wapienie oolitowe

wapienie organodetrytyczne

muszlowce

kreda

wapienie rafowe

martwice wapienne i trawertyny

Margle

Opoki

Dolomity

syngenetyczne

epigenetyczne

Syderyty

Minerały skał węglanowych

kalcyt CaCO₃ 2.72 g/cm³
aragonit CaCO₃ 2.93 g/cm³
dolomit CaMg(CO₃)₂ 2.86 g/cm³
syderyt FeCO₃ 3.96 g/cm³

kalcyt wysokomagnezowy (Mg-kalcyt)
- zawiera do 30% MgCO₃

kalcyt niskomagnezowy - zawiera max. kilka % MgCO₃

protodolomit - dolomit z ok. 10% nadmiarem CaCO₃

Niewęglanowe składniki skał węglanowych:

• kwarc

• opal, chalcedon

• minerały ilaste

rzadziej występujące:

• fosforany

• siarczki (piryt)

• tlenki i wodorotlenki Fe i Mn

Powstawanie osadów i skał węglanowych

wytrącanie z przesyconych roztworów wodnych

aglomeracja szczątków organicznych

materiał detrytyczny ze starszych skał węglanowych

Rozpuszczanie CaCO₃ w wodzie - dysocjacja CaCO₃

CaCO₃ ↔ Ca²⁺ + CO₃^2-

dwustopniowa dysocjacja H₂CO₃

H₂CO₃ ↔ H⁺ + HCO₃^-

HCO₃^- ↔ H⁺ + CO₃^2-

Rozpuszczalność CO₂ w wodzie zależy od warunków P-T:

spada ze wzrostem temperatury,

wzrasta ze wzrostem ciśnienia.

CaCO₃ wytrąca się przy usuwaniu H⁺ z roztworu (alkalizacji środowiska) oraz przy spadku ciśnienia w środowisku.

Strefy akumulacji materiału węglanowego:

litoralna

nerytyczna

batialna

abysalna

poziom CCD na głębokości ok. 4000 m.

Organizmy żywe

plankton

nekton

bentos (mobilny i osiadły)

Klasyfikacja wapieni wg wielkości ziarn i stopnia diagenezy:

• muły - luźne skały złożone z drobnych ziarn weglanów

• kredy - muły słabo zrekrystalizowane, kruche, miękkie i porowate

• wapienie - zrekrystalizowana masa kredowa

• „marmury” - skały grubokrystaliczne, masywne, twarde, dające się polerować

Inne kryteria klasyfikacji skał węglanowych (strukturalne, genetyczne, mineralne) pozwalają wyróżnić:

• wapienie o charakterystycznych strukturach

• wapienie zbudowane z różnych organizmów

• wapienie z udziałem składników niewęglanowych

• skały zbudowane z różnych minerałów węglanowych

Strukturalne typy wapieni

Wapienie mikrogranularne, złożone z ziarn < 20 μm, niekiedy z dodatkiem rozproszonego pirytu i minerałów ilastych. Osady spokojnych, słabo przewietrzanych, stosunkowo głębokich mórz epikontynentalnych, np. wapienie litograficzne z Solnhofen w Bawarii (Archaeopteryx lithographica).

Wapienie gruzełkowe, utworzone z drobnych konkrecji wapieni mikrogranularnych, z dodatkiem minerałów ilastych, osady stoków podmorskich wyniesień, kordylier, skłonów basenów geosynklinalnych.

Wapienie oolitowe, złożone z ooidów; drobnych kuleczkowatych utworów złożonych z jądra (ziarno kwarcu, bioklast, kryształ kalcytu) i koncentrycznie warstwowanej otoczki. Osady ciepłych, ruchliwych i płytkich mórz.

Wapienie żwirowe, zlepieńcowate, niekiedy brekcje wapienne to utwory mórz epikontynentalnych bardzo ruchliwego środowiska, np. u wapiennych wybrzeży klifowych.

Martwice wapienne i trawertyny tworzą się w miejscach wypływu źródeł na powierzchnię, węglan wapnia (aragonit lub kalcyt) wytrąca się na roślinach i innych zarodkach krystalizacji.

Wapienie organogeniczne - powstałe przez akumulację szczątków organicznych, najczęściej wapiennych elementów szkieletowych morskich bezkręgowców, in situ lub transportowane.

Wapienie organogeniczne

Kreda pisząca Coccolithophorales

Wapienie krynoidowe Crinoidea

Wapienie otwornicowe Foraminifera

Muszlowce, zlepy muszlowe e.g. Inoceramus

Wapienie litotamniowe Lithothamnium

Wapienie rafowe Anthozoa, Spongiae, Bryozoa

biohermy, biostromy

Wapienie pelagiczne e.g. Calpionella

Wapienie onkoidowe, stromatolity Cyanophyta

Klasyfikacja R. L. Folka (1959, 1962)

składniki terrygeniczne - ziarna kwarcu, skaleni, okruchy skał, resedymenytowane okruchy skał węglanowych, ilasta matrix

składniki allochemiczne - utworzone w obrębie basenu sedymentacyjnego intraklasty, ooidy, peloidy (pellety), bioklasty, onkoidy, szczątki organiczne

składniki ortochemiczne - utworzene w osadzie przez wytrącanie z roztworu (precypitację) lub metasomatycznie - mikryt, sparyt

mikryt - ziarna poniżej 4μm

mikrosparyt - ziarna 0.004 - 0.01 mm

sparyt - ziarna (kryształy) powyżej 0.01 mm

Dominant constituent	Rock Type
		Sparite cement	Micrite matrix
Ooids peloids bioclasts intraclasts	oosparite pelsparite biosparite intrasparite	oomicrite pelmicrite biomicrite intramicrite
in situ growth: biolithite

Dolomity

• pierwotne (syndepozycyjne) - powstają przez wytrącanie się dolomitu na dnie basenu sedymentacyjnego

• diagenetyczne - powstają w wyniku przeobrażenia osadu wapiennego w dolomit podczas lityfikacji, na dnie basenu sedymentacyjnego, dzięki obecności jonów Mg²⁺ w wodzie

• epigenetyczne - tworzą się wskutek dolomityzacji wapieni przez wody z jonami Mg²⁺ krążącymi w skałach

Składniki dolomitów

dolomikryt

dolosparyt

Dolomity w Polsce

Dewon regionu śląsko-krakowskiego i Gór Świętokrzyskich

Trias regionu śląsko-krakowskiego (dolomity kruszconośne)

Trias w Górach Świętokrzyskich i w Tatrach

Syderyty - skały utworzone z minerału syderytu, mogą zawierać domieszki kalcytu, dolomitu, kwarcu, tlenków i wodorotlenków Fe, minerałów ilastych (syderyty ilaste).

Sferosyderyty - owalne konkrecje syderytowe.

Syderyty w Polsce

• Karpaty fliszowe (kreda, trzeciorzęd)

• GZW (górny karbon)

• N obrzeżenie Gór świętokrzyskich (dolna i środkowa jura, dolna kreda)

Skały krzemionkowe - złożone głównie z autigenicznych minerałów grupy SiO₂ (opal, chalcedon, kwarc)

Geneza skał krzemionkowych:

• nagromadzenie (depozycja) krzemionkowych elementów szkieletowych organizmów

• bezpośrednie wytrącanie krzemionki z roztworu wodnego

• diagenetyczne lub epigenetyczne zastępowanie innych skał krzemionką

• procesy wietrzenia

Skały krzemionkowe:

• Ziemie okrzemkowe i diatomity

• Spongiolity

• Radiolaryty

• Rogowce

• Lidyty, jaspisy, chalcedonity

• Gejzeryty, nawary i martwice krzemionkowe

• Krzemienie i czerty

• Gezy

• Opoki, opoki lekkie

• Skały ilasto-krzemionkowe

Ziemie okrzemkowe i diatomity - luźne lub zwięzłe, złożone z opalowych skorupek (pancerzyków) glonów - okrzemek (Diatomea). W diatomitach skorupki okrzemek są spojone cementem; opal - częściowo przekrystalizowany w chalcedon i mikrokwarc. Skały porowate, lekkie (gęstość 0.40-0.96 g/cm³, utrzymują się na powierzchni wody) i kruche.

Radiolaryty - zwięzłe skały organiczne, utworzone głównie z krzemionkowych szkieletów promienic (Radiolaria) spojonych opalem, chalcedonem lub mikrokwarcem. Często zawierają domieszki związków żelaza, substancji węglistej lub minerałów ilastych, barwiące skały na zielonkawo, czerwono-wiśniowo, szaro lub czarno.

Spongiolity - zwięzłe skały organiczne, zbudowane z krzemionkowych igieł (spikul) gąbek (Spongiae), pierwotnie z opalu, w starszych skałach z chalcedonu lub mikrokwarcu. Często zawierają domieszki detrytycznego kwarcu, węglanów, fosforanów, substancji ilastej (glaukonitu) lub pirytu.

Rogowce - nazwa obejmująca zwięzłe, zbite, skryto- lub drobnokrystaliczne skały krzemionkowe, różnej barwy, złożone głównie z chalcedonu i mikrokwarcu, często tworzące ławice wśród innych skał osadowych. Zazwyczaj są silnie zdiagenezowane, co w znacznym stopniu lub całkowicie zaciera ich pierwotną genezę, najczęściej organiczną.

Lidyt (kamień probierczy) - czarna lub ciemnoszara odmiana rogowca, barwa związana z domieszką substancji węglistej.

Jaspis - nazwa barwnych odmian rogowców, najczęściej czerwono-brunatnych, ale również brązowych, żółtawych, zielonkawych i in. Zabarwienie skał - związane z domieszkami związków żelaza - może być jednorodne, wstęgowane lub plamiste. Niektóre jaspisy są uważane za zsilifikowane tufy.

Chalcedonit - ogólna nazwa wtórnych, diagenetycznych skał krzemionkowych, złożonych głównie z chalcedonu.

Gejzeryty, nawary i martwice krzemionkowe - skały młode, często współczesne, tworzą się lokalnie, na obszarach działalności wulkanicznej oraz w pobliżu wypływów wód geotermalnych. Barwy jasnej (białawe, jasnoszare), w różnym stopniu porowate, niekiedy zwięzłe. Mogą zawierać szczątki roślin, a także tworzyć inkrustacje na szczątkach organicznych. Pierwotnie zbudowane z opalu, szybko przekrystalizowują w chalcedon.

Krzemienie - konkrecje oraz inne ciała krzemionkowe, zazwyczaj niewielkich rozmiarów, o wyraźnie zaznaczonych konturach, występujące w obrębie innych skał osadowych (najczęściej węglanowych). Złożone głównie z chalcedonu lub mikrokwarcu, najmłodsze krzemienie mogą być z opalu. Mogą zawierać relikty krzemionkowych elementów szkieletowych (np. spikule gąbek), a także domieszki minerałów żelaza (hematyt, goethyt, piryt), bituminów oraz węglanów. Barwy krzemieni są silnie zróżnicowane; czarne, brunatne, szare, niebieskawe, zielone, żółtawe, białe, niekiedy plamiste lub koncentryczno-pasiaste (krzemienie pasiaste).

Czerty - konkrecje krzemionkowe podobne do krzemieni, lecz o słabo zaznaczonych, nieostrych konturach, przenikające się ze skałą otaczającą i o zbliżonej do niej barwie.

Gezy - skały mieszane, złożone z autigenicznej krzemionki i składników klastycznych, a niekiedy również węglanowych (wapieni). Zawierają zmienne ilości krzemionkowych elementów szkieletowych (spikule gąbek, skorupki radiolarii, okrzemek), opalowego cementu, epiklastów (głównie ziarn kwarcu frakcji aleurytowej lub psamitowej), a także węglanów (głównie kalcytu), minerałów ilastych (zwłaszcza glaukonitu) oraz fosforanów. Skały zazwyczaj jasne i bardziej porowate od współwystępujących z nimi wapieni i margli.

Opoki - skały mieszane, przejściowe między skałami krzemionkowymi i wapieniami. Złożone z kalcytu oraz subtelnego szkielet z autigenicznej krzemionki (opal, rzadziej chalcedon), często zawierają również organiczne elementy szkieletowe (zwłaszcza igły gąbek). Typowe domieszki to minerały ilaste i/lub fosforanowe. Mogą również zawierać konkrecje (krzemionkowe, markasytowe lub pirytowe).

Opoka lekka (opoka odwapniona) - typowo wietrzenna skała krzemionkowa, reziduum powstałe w wyniku wietrzenia chemicznego (odwapnienia) opoki. Krzemionkowy szkielet pozostały po wyługowaniu kalcytu tworzy porowatą, lekką (w stanie suchym lżejszą od wody) i kruchą skałę, barwy zazwyczaj jasnej. Może zawierać domieszki minerałów ilastych (zwłaszcza glaukonitu), wodorotlenków żelaza oraz drobnoziarnistych składników detrytycznych.

Minerały skał ewaporatowych

Morskie

Halit NaCl

Sylwin KCl

Karnalit KMgCl₃·6H₂O

Kainit KMgClSO₄·3H₂O

Anhydryt CaSO₄

Gips CaSO₄·2H₂O

Polihalit K₂MgCa₂(SO₄)₄·2H₂O

Kizeryt MgSO₄·4H₂O

Lądowe (pustynne, jeziorne, etc.)

Halit, gips, anhydryt

Epsomit MgSO₄·7H₂O

Trona Na₂CO₃·NaHCO₃·2H₂O

Mirabilit Na₂SO₄·10H₂O

Thenardyt NaSO₄

Bloedyt Na₂SO₄·MgSO₄·4H₂O

Gaylussyt Na₂CO₃·CaCO₃·5H₂O

Glauberyt CaSO₄·Na₂SO₄

Skład chemiczny wody morskiej

	woda morska		woda "słodka" (zaw. jonów ok. 120 ppm)
	ppm	%
Cl^-	18000	55.05	7.8
Na^+	10770	30.61	6.3
SO4^2-	2715	7.68	11.2
Mg^2+	1290	3.69	4.1
Ca^2+	412	1.16	15.0
K^+	380	1.10	2.3
HCO3^-	140	0.41	58.4
Br^-	67	0.19	0.02
H3BO3	26	0.07	0.1
Sr^2+	8	0.03	0.09
F^-	1.3	0.005	0.09
H4SiO4	1	0.004	13.1

Kaustobiolity - palne skały pochodzenia organicznego

(gr. kaustos - palny, bios - życie, lithos - skała)

Kaustobiolity:

• stałe: torf, węgle brunatne i kamienne, antracyt, łupki palne i bitumiczne

• ciekłe: ropa naftowa i jej naturalne pochodne (np. asfalt)

• gazowe: gaz ziemny

Pochodzenie węgli:

z uwęglenia szczątków roślinnych bujnie rozwijających się w warunkach wilgotnego i gorącego klimatu, a następnie pogrzebanych w osadach.

• górny karbon - rośliny skrzypowe, widłakowe, paprociowe: sygilarie, lepidodendrony, kalamity, kordaity

• mezozoik - rośliny nagonasienne: iglaste, sagowcowate, miłorzębowate

• trzeciorzęd - rośliny okrytonasienne

Środowiska sedymentacji i zagłębia węglowe:

• limniczne (śródlądowe, gr. limnos - jezioro)

• paraliczne (nadmorskie, gr. paralos - morze)

Główne składniki roślin:

celuloza, lignina, białka, tłuszcze, woski, żywice, kutyna, suberyna, garbniki

celuloza (C₆H₁₀O₅)_n - główny składnik roślin drzewiastych, rozkłada się biochemicznie z wydzieleniem CH₄ i CO₂, w zasadzie nie zachowuje się w stanie kopalnym.

lignina (C₁₂H₁₈O₈)_n - główny składnik tkanki drzewnej, impregnujący ściany komórek, trwalsza od celulozy, przechodzi w stan kopalny.

białka - składniki protoplazmy, nośniki S, P, N

tłuszcze - występują w nasionach roślin i w glonach.

woski - występują w nabłonkach liści i korzeni.

Rozkład materiału węglotwórczego

• Stadium biochemiczne: rozkład roślinności pod wpływem bakterii, grzybów, enzymów, w zależności od pH, Eh, temperatury, poziomu wód gruntowych, dostępu tlenu oraz innych czynników.

• Stadium geochemiczne: przemiany materiału węglotwórczego pod wpływem temperatury, ciśnienia, upływu czasu, zachodzące po pogrzebaniu materiału, przykryciu go warstwami nadkładu.

Procesy stadium biochemicznego

Próchnienie - zachodzi przy pełnym dostepie tlenu, utlenianie większości materiału roślinnego prowadzi do wyselekcjonowania najodporniejszych składników materii roślinnej, takich jak: żywice, pyłki, spory, nabłonki liści - składniki węgli liptobiolitowych.

Butwienie - zachodzi przy ograniczonym dostępie tlenu, powstają substacje humusowe (składniki gleb), bez znaczenia węglotwórczego.

Torfienie - proces humifikacji prowadzący do powstania węgli humusowych, początkowo zachodzi przy ograniczonym dostępie tlenu, później w warunkach beztlenowych. Kosztem ligniny i celulozy powstają kwasy huminowe, tkanka ligninowo-celulozowa ulega żelifikacji w warunkach beztlenowych, przy wysokim poziomie wód gruntowych w torfowisku. Żel, twardniejący po odwodnieniu, jest materiałem do utworzenia macerałów grupy huminitu i witrynitu. Pod wpływem bakterii tlenowych tkanki roślinne (zarówno pierwotne jak i zżelifikowane) ulegają fuzynizacji.

Gnicie - rozkład szczątków roślinnych i zwierzęcych na dnie zbiorników wodnych, zachodzi przy braku tlenu. Bakterie beztlenowe przekształcają białka i tłuszcze w produkty bitumiczne, stosunkowo bogate w wodór. Powstaje sapropel (węgle sapropelowe).

Trzy grupy genetyczne węgli

węgle humusowe (humolity): torf, węgle brunatne, kamienne

węgle sapropelowe (sapropelity): bogheady, węgle kennelskie

węgle liptobiolitowe: piropissyt, dysodyl

Wybrane minerały skałotwórcze skał metamorficznych

Granaty (Mg,Fe²⁺,Mn,Ca)₃Al₂[SiO₄]₃

Epidot Ca₂(Fe,Al)Al₂[O|OH|SiO₄|Si₂O₇]

Sillimanit, Andaluzyt
Dysten Al₂O₃·SiO₂ lub AlAl[O|SiO₄]

Staurolit 2FeO·AlOOH·Al₂[O|SiO₄]

Chlorytoid Fe²⁺₂Al₄[(OH)₄|O₂|(SiO₄)₂]

Lawsonit CaAl₂[(OH)₂|(Si₂O₇)]·H₂O

Wezuwian Ca₁₀(Mg,Fe)₂Al₄[(OH)₄|(SiO₄)₅|(Si₂O₇)₂]

Kordieryt Mg₂Al₃[AlSi₅O₁₈]

Serpentyny Mg₆[Si₄O₁₀](OH)₈

Chloryty (Mg,Fe)₆[(Si,Al)₄O₁₀](OH)₈

Talk Mg₃[Si₄O₁₀](OH)₂

Metamorfizm to zespół procesów fizyko-chemicznych, prowadzących do zmian składu mineralnego, niekiedy również chemicznego, oraz strukturalno-teksturalnych przeobrażeń skał, pod wpływem temperatur i ciśnień znacznie wyższych niż na powierzchni Ziemi, a zarazem istotnie różnych od tych, w których te skały (osadowe, magmowe bądź metamorficzne) pierwotnie powstały.

Przemiany te zasadniczo zachodzą w stanie stałym; bez istotnego ilościowo udziału fazy ciekłej, aczkolwiek niewielkie ilości fluidów (głównie H₂O i CO₂) mogą być obecne pomiędzy ziarnami (kryształami, blastami) minerałów.

W trakcie metamorfizmu skały ulegają dwóm podstawowym typom przemian:
strukturalno-teksturalnym i mineralogicznym.

Przemiany strukturalno-teksturalne, prowadząca do powstania nowych struktur i tekstur to kataklaza i rekrystalizacja.

Kataklaza to kruszenie kryształów i ziaren skały.

Rekrystalizacja to przebudowa sieci krystalicznej, najczęściej związana ze wzrostem kryształów. Najlepiej widoczna jest w skałach monomineralnych takich jak marmury lub kwarcyty.

Przemiany mineralogiczne (przemiany fazowe związane z reakcjami chemicznymi) to zastępowanie pierwotnych minerałów przez nowe minerały metamorficzne, nie istniejące w metamorfizowanym protolicie.

Czynniki metamorfizmu

Za główne czynniki metamorfizmu uważa się temperaturę i ciśnienie litostatyczne, a w dalszej kolejności ciśnienie kierunkowe (stress), oddziaływanie fluidów, wędrówkę substancji i czas.

Metamorfizm ma miejsce gdy skała jest poddana oddziaływaniu czynników nowego środowiska chemicznego lub fizycznego, na tyle różniącego się od warunków jej powstania, że jej dotychczasowy zespół minerałów (parageneza) już nie jest termodynamicznie stabilny.

Ponieważ zainicjowanie i realizacja tych przemian wymaga pewnej energii, która wzrasta wraz ze wzrostem temperatury, ta ostatnia jest jednym z kluczowych czynników metamorfizmu.

Drugim podstawowym czynnikiem metamorfizmu jest ciśnienie; wyższe ciśnienia są niezbędne dla reakcji mineralnych i przemian fazowych, zaś niejednolity stress prowadzi do deformacji i rekrystalizacji skały, co przejawia się w postaci nowych tekstur metamorficznych.

Nowe warunki chemiczne mogą ponadto powodować infiltrację fluidów, które wchodzą w reakcje ze skałami.

Przemiany fazowe i reakcje mineralne w stanie stałym zachodzą bardzo wolno, dlatego za istotny czynnik metamorfizmu należy również uznać czas.

Temperatura (T)

Skały ulegają oddziaływaniu wysokich temperatur w miarę przemieszczania się w głębsze strefy skorupy ziemskiej, w sąsiedztwie intruzji gorących ciał magmowych, ewentualnie (sporadycznie) w trakcie krótkotrwałych, acz bardzo gwałtownych procesów dynamicznych, charakterystycznych dla metamorfizmu uderzeniowego.

Temperatura wzrasta w głąb Ziemi, a prędkość tego wzrostu jest określana jako gradient geotermiczny (ang. geothermal gradient). Gradienty geotermiczne są zwykle rzędu 15-30ႰC/km, ale zdarzają się ekstremalne gradienty rzędu 5-10 lub 50-60ႰC/km.

Generalnie strumień ciepła w skorupie kontynentalnej jest wyższy niż w starszych basenach oceanicznych, ale młoda skorupa oceaniczna generuje wyższy strumień ciepła, gdyż wciąż jeszcze stygnie od czasu jej utworzenia się w temperaturach magmowych. Trzy główne składowe strumienia ciepła to:

a) ciepło dopływające do skorupy ziemskiej z płaszcza;

b) ciepło pochodzące z rozpadu radioaktywnych pierwiastków w skorupie ziemskiej - wyższe dla skorupy kontynentalnej niż oceanicznej;

c) ciepło dostarczane do skorupy przez wznoszące się ciała magmowe.

Ponadto młode łańcuchy górskie odznaczają się wyższymi wartościami strumienia ciepła, ponieważ ich wypiętrzanie i erozja stosunkowo szybko, bez większych strat ciepła, wynoszą ciepłe skały na powierzchnię Ziemi.

Metamorfizm przebiega w zakresie temperatur 200-800ႰC. Dolny limit to granica z diagenezą i powstanie pierwszych zespołów minerałów metamorficznych. Górny zakres temperatur, zależny od składu chemicznego i mineralnego skał oraz obecności H₂O w systemie, to granica topienia skał. Procesy metamorficzne przebiegające przy częściowym wytopieniu skał są określane jako ultrametamorfizm.

Ciśnienie (P)

Ciśnienie jest miara siły na jednostkę powierzchni której podlega skała i zależy od masy nadległych skał, a zatem od głębokości. W geologii najczęściej stosowana jednostką ciśnienia jest bar lub kilobar (kbar).

1 bar = 0.987 atm = 10⁵ Pa

1 kbar = 10⁸ Pa = 0.1 GPa

Całkowite ciśnienie wywierane w danym punkcie skorupy ziemskiej powodowane przez nadkład skał jest znane jako ciśnienie litostatyczne i jest równe iloczynowi dgh, gdzie d jest średnią gęstością skał nadkładu, h to głębokość, a g jest przyspieszeniem ziemskim.

W większości środowisk metamorficznych zakładamy, że ciśnienie oddziaływujące w danym punkcie jest raczej jednorodne we wszystkich kierunkach i jest równe ciśnieniu litostatycznemu. Dlatego dla oszacowania całkowitego ciśnienia jakiemu podlega skała posługujemy się wartościami ciśnienia litostatycznego i te wartości są krytyczne przy ocenie efektu ciśnienia na stabilność minerałów metamorficznych.

Można przyjąć, że ciśnienie wywierane przez nadkład skał o miąższości 10 km jest rzędu 2.6 do 3.2 kbar, w zależności od składu mineralnego, a zatem i gęstości skał. Ciśnienia rzędu 10 kbar panują na głębokościach około 35 km. Bardzo ważną zmienną ciśnienia w metamorfiźmie jest ciśnienie fluidów, czyli ciśnienie wywierane przez fluidy w przestrzeni porowej i wzdłuż granic ziaren.

Fluidy metamorficzne

Ciekła woda podlega przemianie fazowej w parę wodną przez wrzenie w 100ႰC pod ciśnieniem atmosferycznym, a temperatura wrzenia wzrasta ze wzrostem ciśnienia. Im wyższa temperatura przy której woda wrze, tym mniejsza zmiana objętości towarzysząca konwersji cieczy w gaz. Przy ciśnieniu 220 bar i temperaturze 374ႰC nie ma już żadnej różnicy objętości między wodą i parą. Na diagramie fazowym krzywa wrzenia, oddzielająca te dwie fazy po prostu kończy się w tym punkcie, określanym jako punkt krytyczny. Woda w warunkach ciśnień wyższych niż 220 bar i temperaturze wyższej niż 375ႰC jest określana raczej jako ponadkrytyczny fluid (ang. supercritical fluid) niż jako gaz. Należy zauważyć, że krytyczne ciśnienie H₂O (220 bar) jest stosunkowo niskie w porównaniu do ciśnień metamorficznych.

Czas

Skały są stosunkowo dobrymi izolatorami, wolno przewodzącymi ciepło. Rozległe kompleksy skalne, o znacznych objętościach, a takie podlegają metamorfizmowi regionalnemu, zwykle wymagają dziesiątek milionów lat aby doznać znaczących zmian temperatury. Analogicznie rozległe aureole kontaktowe wokół znacznych rozmiarów intruzji (o dużej pojemności cieplnej) tworzą się przez setki tysięcy lub nawet miliony lat.

Typy metamorfizmu, kryteria klasyfikacji

Typy i rodzaje metamorfizmu można wydzielić na podstawie szeregu różnych kryteriów, takich jak:

• objętość skał ulegających przeobrażeniom;

metamorfizm regionalny i lokalny

• lokalizacja geologiczna;

metamorfizm orogeniczny, dna oceanicznego,

z pogrzebania, dyslokacyjny, kontaktowy itp.

• dominujący czynnik;

np. metamorfizm termiczny

• szczególna przyczyna specyficznego rodzaju metamorfizmu;

np. metamorfizm uderzeniowy, hydrotermalny

• czy metamorfizm jest efektem pojedynczego czy złożonego procesu;

monometamorfizm, polimetamorfizm

• kierunek zmian temperatury i/lub ciśnienia w trakcie procesu;

metamorfizm progresywny i retrogresywny.

Współczesne podręczniki oraz propozycje SCMR IUGS przyjmują pierwszy, zasadniczy podział metamorfizmu na regionalny i lokalny oraz dalsze wydzielenia.

Metamorfizm regionalny zachodzi w strefach globalnych procesów geotektonicznych (subdukcja i kolizja płyt litosfery, spreading dna oceanicznego), obejmując swoim zasięgiem tysiące kilometrów sześciennych skał.

Metamorfizm lokalny zachodzi pod wpływem czynnika o ograniczonym zasięgu (intruzja magmowa, dyslokacja, upadek meteorytu) i obejmuje stosunkowo niewielkie objętości skał (zazwyczaj do 100 km³).

Metamorfizm orogeniczny prowadzi do powstania rozległych kompleksów skał metamorficznych w wielu łańcuchach orogenicznych. Wzrost temperatury zachodzi bez bezpośredniego wpływu okreslonych ciał magmowych, chociaż intruzje moga mieć miejsce i przyczyniać się do ogólnego wzrostu temperatury. Metamorfizm orogeniczny jest prawie zawsze związany z deformacjami i fałdowaniem. Dalszy podział metamorfizmu orogenicznego pozwala wyróżnić metamorfizm stref subdukcji oraz metamorfizm stref kolizji.

Metamorfizm z pogrzebania (ang. burial metamorphism) jest odmianą metamorfizmu regionalnego, która zachodzi gdy miąższa sukcesja skał osadowych lub wulkanicznych i osadowych rozwija się w basenie ulegającym subsydencji, tak że u jej podstawy osiągnięte sa warunki metamorfizmu niskiego stopnia (ang. low grade metamorphic conditions) bez jakichkolwiek deformacji lub fałdowania.

Metamorfizm dna oceanicznego zachodzi w pobliżu stref spreadingu skorupy oceanicznej. Są to strefy wysokich gradientów geotermicznych, a metamorficzna rekrystalizacja zachodzi w szerokim zakresie temperatur.

Metamorfizm hydrotermalny obejmuje przemiany chemiczne (metasomatoza) jako integralną część procesu i jest efektem cyrkulacji gorących wód w górotworze wzdłuż szczelin i pęknięć. Ten rodzaj metamorfizmu jest często związany z aktywnością magmową, ponieważ konwekcja fluidów wymaga wysokich wartości gradientu temperatury, takich jak obecne wokół intruzji. Zapewne najbardziej rozpowszechnionym typem metamorfizmu hydrotermalnego jest metamorfizm dna oceanicznego, zachodzący w grzbietach śródoceanicznych.

Metamorfizm termiczny (kontaktowy) to metamorfizm wynikający ze wzrostu temperatury w skałach otaczających intruzje magmową. Zwykle skały aureoli kontaktowej nie są deformowane podczas rekrystalizacji metamorficznej, tak że ziarna wzrastaja razem tworząc masywna skałę - hornfels. Hornfelsy mogą niekiedy zawierać relikty kierunkowych struktur powstałych w trakcie wcześniejszych procesów np. metamorfizmu regionalnego.

Metamorfizm dynamiczny lub kataklastyczny jest zwykle jeszcze bardziej lokalny niż metamorfizm kontaktowy. Zachodzi on zwykle wzdłuż płaszczyzn uskoków lub stref ścinania jako rezultat intensywnych deformacji skał w bezpośrednim sąsiedztwie ruchu. Często mechaniczne roztarcie jest związane z rekrystalizacją lub wzrostem minerałów uwodnionych, dzięki fluidom penetrującym strefy deformacji.

Metamorfizm uderzeniowy jest wynikiem upadku znacznych rozmiarów meteorytu, o dużej prędkości, na powierzchnię planety. Wytworzona fala uderzeniowa przechodzi przez otaczające skały i na ten ułamek sekundy poddaje je ekstremalnie wysokim ciśnieniom. Następujące odprężęnie (relaksacja) sieci krystalicznej minerałów prowadzi do gwałtownego wzrostu temperatury, co z kolei skutkuje topnieniem lub nawet parowaniem skał.

---