SKAŁY MAGMOWE

Skały magmowe powstają w wyniku krystalizacji magmy w głębi ziemi lub też krzepnięcia wydobywającej się na powierzchnię lawy, co pozwala je dzielić na

— skały głębinowe (plutoniczne, abisalne, intruzyjne),

• skały wylewne (wulkaniczne, ekstruzyjne).

Temperatura magmy nie przekracza na ogół 115Q°C, a temperatury krzepnięcia większości skał głębinowych mieszczą się w zakresie od 700 do C70°C. Najwyższe temperatury stwierdza się na powierzchniach niektórych law, co związane jest z reakcjami wydobywających się z nich gazów.

Temperaturę krzepnięcia magmy można określić na podstawie obecności niektórych minerałów, zwłaszcza grupy kwarcu, którego odmiany polimorficzne służą jako termometr geologiczny.

Skały głębinowe są produktami krystalizacji magmy na znacznej głębokości w skrupie ziemskiej. Tworzą się przy powolnym spadku temperatury, przy znacznym ciśnieniu i przy udziale składników lotnych, czyli tzw. mineralizatorów. Mineralizatory, jak para wodna i gazy (CO₂, Cl, B, F i inne), zmniejszają lepkość magmy, ułatwiają dyferencjację 1 przedłużają czas krystalizacji do niższych temperatur.

Dylerencjacja, czyli proces różnicowania się pierwotnego stopu magmowego wskutek zmian warunków termodynamicznych, grawitacji, asymilacji itp., doprowadza do wydzielenia się magmy:

— galarowej, czyli zasadowej, o zawartości SiOa < 52%,,

— diorytowej, czyli obojętnej, o zawartości SiO₂ od 52 do 65%,

• granitowej, czyli kwaśnej, o zawartości SiO2>65%,

W warunkach powolnego stygnięcia, przy wysokim ciśnieniu, powstające w głębi skorupy ziemskiej skały głębinowe wykazują budowę jawnokrystaliczną, pelnokrystaliczną i zwykle równomiernie ziarnistą.

Produktami krystalizacji części magmy, oderwanej od intruzji głównej i zestalonej w głębi ziemi przed wydostaniem się na powierzchnię, są skały hipabisalne. Stanowią one ogniwa pośrednie pomiędzy skałami głębinowymi 'i wylewnymi. Skały hipabisalne tworzą się przy umiarko­wanym ciśnieniu i powolnym spadku temperatury, co ma miejsce na głębokości od 3 do 7 km. Wypełniają one szczeliny skalne lub tworzą niewielkie ciała intruzyjne i mają budowę drobno- (mikro-) ziarnistą, zwykle nierównomiernie ziarnistą.

Hipabisalne skały żyłowe lub niewielkie ciała intruzyjne mogą różnić się w stosunku do skał macierzystych nie tylko składem mineralno-che-micznym, lecz także budową (strukturą i teksturą). Na tej podstawie wyróżnia się;

— skały aschistowe (aschistyty), nie różniące się składem mineralno- -chemicznym od Skały macierzystej, lecz różniące się strukturą i teksturą,

— skały diaschistowe (diaschistyty), różniące się od skały macierzystej strukturą, teksturą oraz składem mineralno-chemicznym.

Skały wylewne są produktami działalności wulkanicznej. Należą więc tu zakrzepnięte ławy oraz towarzyszące im materiały piroklastyczne, tufy, brekcje wulkaniczne itp.

Skały wylewne tworzą się przy gwałtownym spadku temperatury, sprzyjającym odgazowaniu się lawy. Tworzące się skały wykazywać więc mogą budowę pół krystaliczną (hipokrystaliczną), nierównomiernie ziarnistą, porowatą, niekiedy całkowicie szklistą.

Skały wylewne dzieli się tradycyjnie w geologii wedfug wieku geologicznego na;

— skały starsze (paleowulkaniczne, paleotypowe),

• skały młodsze (neowulkaniczne, neotypowe).

MINERAŁY SKAŁOTWÓRCZE SKAL MAGMOWYCH

W skałach magmowych występują głównie krzemiany i glinokrzemiany,. reprezentowane przez: kwarc, skalenie, łyszczyki, amfibole, pirokseny, oliwin i skaleniowce (foidy).

Udział objętościowy poszczególnych grup minerałów w budowie skat magmowych jest następujący:

— skalenie.....60%,

— oliwin i skaleniowce.........6%,

— amfibole i pirokseny 17%,

— łyszczyki..............................4%.

— kwarc......12%,

— nie krzemiany......................1%

Ze wzglądu na zadanie, jakie spełniają minerały w budowie skał, wy­dziela się wśród nich:

— minerały główne, tworzące zasadniczą masą skalną, występujące w ilości > 10% obj., określające pozycję skał w systematyce pe-

trograficznej;

— minerały akcesoryczne (dodatkowe), współwystępujące z minerałami

głównymi w niektórych skałach, lecz z reguły nie wpływające na nazwę skały z wyjątkiem przypadków znacznego ich gromadzenia, jak np. turraalinu w granicie turmalinowym, granati W aplicie granatowym, topazu w grejzenie topazowym itd.;

— minerały poboczne (podrzędne), występujące powszechnie, leci w niewielkich ilościach, (do 5^a/o obj), jak np. apatyt, cyrkon, tyta­nit, ilmenit, magnetyt i in.

Dla potrzeb klasyfikacji petrograficznych minerały dzieli się na:

— jasne, czyli sialiczne, jak np. kwarc, Skalenie, skaleniowee, musko-wit, które w płytce cienkiej są bezbarwne, choć makroskopowe mogą wykazywać zabarwienie, jak np. ortoklaz i kwarc,

— ciemne (barwne), czyli maficzne (femiczne), jak np. biotyt, amfi-bole, pirokseny, oliwin, które w płytce cienkiej są na ogół barwne z wyjątkiem oliwinu i niektórych piroksenów.

Charakterystyka głównych grup minerałów skałotwórczych

1. Grupa kwarcu

Grupa kwarcu obejmuje odmiany polimorficzne substancji SiO₂. Prze­miany polimorficzne SiO_a w całym zakresie temperatury do 1713°C wy­wołują skokowy spadek gęstości o 17% i wzrost objętości o około 20°/(i.

Spośród odmian polimorficznych SiO₂ najbardziej rozpowszechniony jest niskotemperaturowy 'kwarc p, krystalizujący w układziejfcrygonalnym, występujący w skalach plutonicznych (tabl. 7,3).

Kwarc beta zawiera teoretycznie 47% Si i 53% O. Występują w nim zwykle wrostki ciekłe, gazowe oraz wrostki takich minerałów, jak rutyl, turmalin i in.

Pod względem strukturalnym kwarc beta należy do krzemianów prze­strzennych. Tworzy on kryształy o licznych postaciach, jak słupa heksa­gonalnego, romboedrów, trapezoedrów, bipiramid itp. Ściany słupa hek­sagonalnego wykazują gęste zbrużdżenia prostopadłe do osi L³. Częste są zbliżniaczenia. Pospolicie kwarc P tworzy formy obcokształtne skupienia ziarniste, zbite oraz naskorupienia.

Kwarc"jest minefałenrbezbarwnym lub zabarwionym, Bezbarwne lub zabarwione kwarce pochodzenia hycłrotermalnego noszą odrębne nazwy:

— kryształ górski, bezbarwny o dobrze wykształconych kryształach

• kwarc zadymiony — ciemnobrunatny,

• ametyst — fioletowy,

• cytryn — żółty,

— morion — ciemnoszary do czarnego,

• kwarc mleczny — biały.

W skałach magmowych kwarc jest zwykle bezbarwny, biały, szarawy, niekiedy niebieski. Nie wykazuje w zasadzie łupliwości, przełam jest muszlowy, twardość wynosi 7, jest bardzo kruchy.

2. Grupa skaleni

Skalenie należą do najważniejszych minerałów skałotwórczych skał mag­mowych i stanowią podstawę klasyfikacji tych skał. Pod względem kry-stalochemicznym skalenie przedstawiają przestrzenne glinokrzemiany K, Na, Ca i Ba. Skład chemiczny jest podstawą podziału skaleni na:

— potasowe,

— sodowo-wapniowe, czyli plagioklazy,

— barowe (bez większego znaczenia).

Skalenie potasowe i sodowe, a także kryształy mieszane skaleni pota­sowych i sodowych noszą nazwę skaleni alkalicznych.

W skałach skalenie tworzą składniki jasne o barwie białawej, biało-szarej, kremowożółtej, różowej i zielonej. Formy kryształów są zwykle tabliczkowate lub listewkowate, rzadziej nieregularne. Skalenie mają twardość 6 i łupliwość dwukierunkową według ściany (001) i (010). Po­łyskliwe w stanie świeżym płaszczyzny łupliwości wskutek wietrzenia chemicznego matowieją. Gęstość skaleni waha się od 2,54-10³ do 2,76-10* kg/m³ i zależy od składu chemicznego.

Skalenie znajdują zastosowanie w przemyśle szklarskim i ceramicznym, a niektóre jako kamienie półszlachetne.

Ortoklaz K[AlSi_s0₈] (potasowy), układ jednoskośny

Zawiera on teoretycznie 16,9% K₂O, 18,3% Al_aO₃ i 64,8% SiO_2; a prak­tycznie stale domieszki Na₂O, Fe₂O₃, CaO i BaO.

Ortoklaz tworzy kryształy o wyraźnie wykształconych ścianach dwu-ścianu P(OOl) i M (010), nachylonych do siebie pod kątem prostym. Ściany te wyznaczają równocześnie płaszczyzny lupliwości, doskonalej wg (001) i nieco słabszej wg (010). Na większych kryształach widoczne mogą być prawidłowe zrosty dwóch osobników, czyli bliźniaki. W skałach głębino­wych ortoklaz tworzy ziarna niereguralne, a w skalach wylewnych na ogół wyraźnie wykształcone formy krystalograficzne.

Ortoklaz w skalach jest białawy lub zabarwiony żółtawo i różowo. Charakterystyczne jest zabarwienie cielistoróżowe, jakie wykazuje orto­klaz np. w niektórych granitach i sjenitach, spowodowane obecnością pyłu hematytowego. Na świeżych płaszczyznach łupliwości występuje połysk szklisty, który wskutek wietrzenia staje się ziemistomatowy.

Skalenie sodowo - potasowe (plagioklazy) są to izomorficzne roztwory stałe albitu i anorytu.

Plagioklazy krystalizują w układzie trójskośnym, tworząc szereg izo­morficzny od albitu do anortylu, o zmieniającym się składzie chemicznym.

W zależności od zawartości bogatszego w SiO₂ albitu i uboższego w SiO₈ anortytu, plagioklazy dzielą się na:

• kwaśne, zawierające do 30% An,

• obojętne, zawierające 30 do 6O°/o An,

— zasadowe, zawierające > 6O°/o An.

Własności fizyczne plagioklazów zależą od ich składu chemicznego (tabl. 7.5J.

Tworzą one kryształy o pokroju tabliczkowatym, listewkowatym, nic kiedy ziarna izometryczne. W skałach plagioklazy wykazują barwę bialąi, żółtawą, szarą; niekiedy zieloną i czerwoną. Często są one szklisto-bez-barwne. Ich połysk na świeżych powierzchniach jest szklisty, na zwietrza­łych matowoziemisty. Gęstość plagioklazów wynosi {2,62H-2,76)-10^s kg/m³, a twardość około 6; kąt lupliwości różni się o 1 do 3,5° od kąta prostego,

Własności optyczne plagioklazów są silnie zróżnicowane, co umożliwia oznaczenie mikroskopowe ich rodzaju i składu chemicznego. Do oznacza­nia plagioklazów posługujemy się głównie pomiarami współczynników za­łamania światła oraz kątów wygaszania światła (tabl. 7.5).

Plagioklazy tworzą w skalach wielokrotne (polisyntetyczne) zbliźniu-czenia, przedstawiające w płytkach cienkich równolegle pasemka, naprzu-mian wygaszające światło. Tworzą one także, w wyniku zmiany składu chemicznego w trakcie krystalizacji, kryształy o budowie koncentryczna -pasowej (zonalnej), właściwej dla kryształów mieszanych.

Podatność na wietrzenie plagioklazów zależy od ich składu chemicz­nego. Płagioklazy kwaśne są bardziej odporne na wietrzenie chemiczne i podobnie jak skalenie potasowe przechodzą w kaolinit i serycyt. Naj-bardziej podatne na wietrzenie są plagiokłazy zasadowe. "Ulegają one procesowi saussurytyzacji, którego produktem jest saussuryt, będący mieszaniną krzemianowych minerałów wapniowych — epidotu i zoisytu oraz albitu, a niekiedy serycytu, kalcytu i zeolitów.

Plagioklazy są składnikami niemal wszystkich skal magmowych. Pla­gioklazy kwaśne występują w kwaśnych skałach magmowych, obojętne w skałach obojętnych, a zasadowe w skałach zasadowych, ubogich w krzemionkę. Dla systematyki skał istotne jest określenie, jaki udział procentowy mają plagioklazy wśród skaleni.

Plagiokłazy kwaśne, podobnie jak skalenie potasowe, znajdują zasto­sowanie w przemyśle ceramicznym do produkcji porcelany i fajansu.

3. Grupa mik (łuszczyki)

Pod względem krystalochemicznym grupa ta przedstawia glinokrzemia-ny warstwowe, potasowo-glinowe (miki jasne) i potasowo-magnezowo-że-lazawe (miki ciemne). Wspólną i charakterystyczną cechą tych minera­łów jest jednokierunkowa, doskonała łupliwość według dwuścianu pod­stawowego (001). Wzdłuż tego kierunku miki dzielą się na bardzo cienkie i sprężyste blaszki lub łuseczki. Znaczne nagromadzenie mik sprzyja wie­trzeniu skał. Pod wpływem wahań temperatury i okresowego zamrażania i rozmrażania, skały te tracą zwięzłość i rozpadają się na warstewki.

Miki jasne (potasowo-glinowe). Głównym przedstawicielem mik jasnych jest musbowit, rzadziej występuje paragonit.

Muskowit KAl_a(OH)2[AlSi₃O10], układ jednoskośny (pseudoheksagonamy)

Zawiera on teoretycznie 11,8% K-.O, 4,5% H₂O, 38,4% A1₂O₃ i 45,3% SiO_£. Muskowit tworzy blaszki lub łuseczki o barwie białej lub srebrzy stobia-łej, o połysku perłowym.

Własności: g = (2,76~3,10)-10³ kg/m³, tw = 2:2,5, w płytce cienkiej jest bezbarwny, n_Q = 1,5515, n_B = 1,5917, n_y = 1,5870, A =

= 0,0402, charakter optyczny ujemny, prawie proste wygaszanie światła, wysokie i żywe barwy interferencyjne II-III rzędu.

Drobnołuseczkową odmianą muskowitu jest serycyt, powstający w pro­cesie wietrzenia skaleni.

Podobny do muskowitu, wykazujący w składzie chemicznym przewa­gę Na podstawiającego K, jest paragonit (Na, K)Ala(OH)₂[AlSi₃O_1(f].

Mika jasna jest najpospolitszą i najtrwalszą spośród mik. Wietrzeje dość trudno przechodząc w hydromikę (illit) i kaolinit.. Muskowit jest od­porny na działanie kwasów.

Występuje on w niektórych granitach, jest częsty w pegmatytach, w których może tworzyć wielkie kryształy o powierzchni do 1 m².

Dzięki właściwościom dielektrycznym muskowit jest cennym surow-

Miki ciemne (potasowo-magnezowo-żelazawe). Najważniejszym przedsta­wicielem jest biotyt. Ponadto występuje flogopit, lepidolit i cynwaldyt.

Biotyt K(Mg,Fe)₃ (OH,F)₂ [AlSi₃Oi₀], układ jednoskośny (pseudoheksago-nalny). Biotyt tworzy kryształy tabliczkowate, skupienia łuseczkowate i ziar­niste, barwy ciemnozielonej do prawie czarnej. Pojedyncze blaszki prze­świecają na złocistożółto. Biotyt ma połysk szklisty, na ścianie (001) per­łowy.

4. Grupa amfiboli

Amfibole są to krzemiany wstęgowe o anionie [Si4O11]^6- , zawierające składniki lotne OH, F, Cl, i jako kationy Mg, Fe, Ca, rzadziej Na, K i AL Krystalizują w układzie jednoskośnym i rombowym. Amfibole tworzą kryształy o pokroju silnie wydłużonych słupków, igiełek, pręcików, a nawet włókien. Barwę mają ciemnozieloną z odcie­niami brunatnymi. Charakterystyczna jest ich doskonała łupliwość pod kątem 124° według (110). Oba systemy spękań ujawniają się na przekro­jach poprzecznych słupków.

Amfibole o budowie włóknistej zalicza się do azbestu amfibolowego. Twardość ich wynosi od 4 do 6,5, a gęstość (2,9 : 3,55)-10³ kg/m³ zależnie od składu chemicznego. Pospolitym skalotwórczym przedstawicielem amfiboli

jest hornblenda zwyczajna i lamprobolit, czyli tzw. hornblenda bazaltowa.

Hornblenda zwyczajna (Ca, Na)_a(Mg, Al. Fe)₅(OII, F)₂ l(Si, A1)₄O_U]₂, układ jednoskośny

Tworzy ona kryształy o pokroju słabiej lub silniej wydłużonych według osi Z słupków. Łupliwość jej jest doskonała.

Własności: g — (3-ś-3,5)• 10³ kg/m^s wzrastająca wraz ze wzrostem udziału żelaza, tw — 5,5, barwa zielonoczarna lub brunatnoczarna do prawie czarnej, w płytce cienkiej najczęściej zielona lub oliwkowa, rzadziej brunatna; z reguły wykazuje wyraźny pleocbroizm, z wy-jątkiem odmian ubogich w żelazo, które w płytce cienkiej są blado-zielone i słabo pleochroiczne; n_a= 1,622-^1,693, n$ = 1,630-^1,711, n_T = 1,641-^1,713 (zależnie od składu chemicznego), A = 0,018^-0,02(5-charakter optyczny (—), kąt wygaszania światła 15 do 27°, najczęś­ciej < 20°; nie rozkłada się w kwasach, z wyjątkiem HF; względnie wysoka odporność na wietrzenie.

Najczęstszym produktem przeobrażenia hornblendy są chloryty, któ­rym towarzyszy kalcyt, syderyt, epidot i kwarc.

Hornblenda zwyczajna jest pospolitym minerałem skalotwórczym diorytów, tonalitów, sjenitów, monzonitów i ich odpowiedników wśród skal wylewnych. W lamprofitach występuje jako _t główny minerał barwny obok biotytu.

5. Grupa piroksenu

Pod względem krystalochemicznym minerały tej grupy przedstawiają krzemiany łańcuchowego anionie [Si_aO_e]^łT-, związanym z kationami Ca²+, Mg²⁺, Fe³⁺, rzadziej™ Ńa¹'¹-, Fe³⁺, Ti⁴⁺ i Li¹⁺. Wymienność kationów w sze­rokich granicach powoduje, że pirokseny przedstawiają rozległą i uroz­maiconą grupę minerałów. W łańcuchach tetraedrów [Si₂O₀] występuje niekiedy podstawienie części Si przez Al, w stosunku nie większym jak 4 :1. Zjawisko to występuje w najbardziej rozpowszechnionym w ska­lach piroksenu, jakim jest augit. Pirokseny krystalizują w układzie jed-noskośnym i rzadziej w rombowym, tworząc kryształy o pokroju krót­kich słupków ze ścianami słupa (110) i dwuścianu (100). Na poprzecznych przekrojach słupków ujawniają się dwa kierunki wyraźnej łupliwości, krzyżujące się pod kątem 87°.Barwa piroksenów zależy od zawartości żelaza. Odmiany bezżelaziste są barwy bialoszarej, żółtawej, zielonawej, odmiany żelaziste brunatnawe, oliwkowe (zielone) do czarnych. Gęstość ich zależy od składu chemicznego i zwiększa się wraz z zawartością żelaza od 2,8'10^s do 3,7-10³ kg/m³. Twardość piroksenów wynosi od 5,5 do 8,5.

W płytce cienkiej większość piioksenów, mimo barwy makroskopowej nawet czarnej, jest bezbarwna. Domieszki izomorficzne Fe³⁺ i Ti wywo­łują barwę zieloną i brunatną oraz pleochroizm. Ich relief jest silnie do­datni (n = 1,65 do 1,82), dwójłomność od słabej do bardzo silnej, charak­ter optyczny przeważnie ( + ). Wygaszanie światła w piroksenach jedno-skośnych jest ukośne (w augicie zwykle około 45°), w piroksenach rom­bowych proste.

Pirokseny praktycznie nie rozkładają się w kwasach, z wyjątkiem HF, ani w gorących ługach. Odmiany żelaziste są bardziej podatne na dzia­łanie HC1. Nie są one zbyt odporne na wietrzenie. Produktami ich prze­obrażenia są chloryty, węglany i wolna SiO₂ oraz amfibole włókniste (uralit)

(uralit).

Pirokseny po skaleniach stanowią najważniejszą grupę minerałów ska-łotwórczych. Różne rodzaje piroksenów są charakterystyczne dla poszcze­gólnych typów skał magmowych. Właściwe oznaczenie mikroskopowe ro­dzaju piroksenu jest więc bardzo istotne dla systematyki skał

Augit Ca (Mg, Fe²⁺, Al) [<A1, Si)₂O₈, układ jednoskośny

Tworzy on kryształy o pokroju krótkich słupków., barwy czarnozielonej do czarnej o poiysku szklistym. Łupliwość jego jest dwukierunkowa we­dług ścian słupa (HO) widoczna na przekroju poprzecznym. Odmiana zwana diallagiem ma bardzo gęstą i regularną łupliwość wg (100). Własności: g = (3,2-=-3,6) ■ 10³ kg/m³, tw = 6-^6,5; w płytce cien­kiej bezbarwny lub ma słabe zabarwienie brunatnawe i słaby pleo-chroizm; średnie wartości n_a = 1,682, np = 1,687, n_v = 1,711, A = — 0,029; charakter optyczny (+), kąt wygaszania światła najczęściej w granicach 42 do 45°.

Niejednorodność składu chemicznego w obrębie tego samego/ kryształu augitu uwidacznia się mikroskopowo w formie budowy pasowej lub klep­sydrowej. Skład chemiczny augitów jest zmienny. W zależności od składu chemicznego wyróżnia się szczególne odmiany, a mianowicie:

— augit tytanowy, zawierający 4 do 5°/o TiO_s,

— augit egirynowy, z domieszką izomorficzną egirynu,

— omfacyt, ze znaczną domieszką izomorficzną jadeitu.

Augit przeobraża się w chloryty, którym towarzyszą węglany oran chalcedon, kwarc i tlenki żelaza (limonit). W warunkach metamorficz­nych augit ulega procesowi uralityzacji, w trakcie którego tworzy sk; włóknisty amfibol z szeregu aktynolitu.

6. Grupa oliwinu

Grupa oliwinu pod względem krystalochemicznym zalicza się do krzemia­nów wyspowych. Przedstawia ona szereg izomorficzny ortokrzemianów Mg i Fe, którego skrajnymi ogniwami są:

— forsteryt Mg₂[Si0₄],

—fajalit Fe2[SiO4]

W skałach magmowych występuje oliwin właściwy (chryzolit), zawie­rający 90 do 70% forsterytu i 10 do 30% fajalitu (może także zawierać domieszki Ni)

Oliwin (Mg, Fe)a[SiO,jJ, układ rombowy

Tworzy on zwykle kryształy automorficzne o pokroju tablieżkowatym barwy oliwkowozielonej, niekiedy brunatnawej, o połysku szklistym lub tłustym. Łupliwość jego jest niewyraźna wg (010). Jest kruchy, ma przełam

muszlowy.

Własności: g = (3,2^-4,3)'10» kg/m3 i tw = 6.5-H7; w płytce

cienkiej bezbarwny; n«= 1,651, rą = 1,670, n_r = 1,689, A = 0,038;

charakter optyczny (—); proste wygaszanie światła, wysokie barwy

interferencyjne.

Oliwin jest najmniej odpornym minerałem na wietrzenie. Szybko ule­ga rozkładowi pod wpływem wahań temperatury i oddziaływania wody

7. Grupa skaleniowców (foidów)

Skaleniowce wykazują znaczne podobieństwo chemiczne do skaleni. W stosunku do skaleni zawierają więcej Na, K i Al, mniej natomiast SiO₂. Krystalizują one w magmie niedosyconej krzemionką zastępując skalenie i wykazują strukturę krzemianów przestrzennych, nieco odmien­ną od struktury skaleni. Skaleniowce wietrzeją szybciej niż skalenie prze­chodząc w serycyt i kaolinit. Skały zawierające skaleniowce są mniej trwale niż skały ze skaleniami; rozkładają się łatwo w kwasach. Przed­stawicielami skaleniowców (foidów) jest leucyt, nefelin i analcym.

Leucyt K[AlSi₂O₆], układ regularny > 605 i tetragonalny < 605°C

Teoretycznie zawiera on 55,0% SiO₂, 23,4% Al_aO₃ i 21,6% K₂O. Prak­tycznie występuje w nim domieszka Na i Ca. Zastępuje on w skałach ortoklaz. Leucyt tworzy formy regularne (dwudziestoczterościan deltoi-tlowy), przechodzące w splot blaszek i listewek tetragonalnych. Ma bar­wy białą i jasnoszarą, łupliwość niewyraźną wg (110).

Własności: g = (2,45-h2,dO)■ 10³ kg/m³, bw = 5.5H-6; połysk szkli­sty, przełam muszlowy; w płytce cienkiej bezbarwny, wjraźnie ujemny relief, n_t = 1,509, n_it, = 1,508, A = 0,001; jest więc prawie zupełnie izotropowy, ze zbliżniacŁeniami naśladowczymi (mimetycz-nymi), wywołanymi tworzeniem się paramorfoz odmiany niskotem­peraturowej po wysokotemperaturowej.

Leucyt występuje w młodych lawach ubogich w SiO₂ i wzbogaconych w K2O. Znany z leucytytów, latytów, tefrytów, bazanitów, nie jest zna­ny ze skal plutonicznych.

Nefelin Na[AISiO4]2, układ heksagonalny

Teoretycznie zawiera on 42,3% SiO₂, 35,9% Al2O3 i 21,8% Na2O, praktycznie jeszcze domieszki K₂O i CaO; zastępuje w skałach albit.

Tworzy on kryształy o pokroju krótkich słupków sześciobocznych Jego barwa jest biała lub bialoszara o połysku szklistym. Odmiana mętna nefelinu o tłustym połysku nazywa się eleolitem (kamieniem oleistym). W młodych skałach wulkanicznych tworzy on bezbarwne fenokryształy

o szklistym połysku, łupliwość według słupa (1010).

Własności: g = (2,55-H2,65)-10³ kg/m³, tw = 5,5—6; w płytce cienkiej bezbarwny lub zmętniały; n_s = 1,527-5-1,543, n_ra = 1,530 di) 1,543, A = 0,003-^0,005; podobny do ortoklazu, lecz wykazuje gor­szą łupłiwość i brak ujemnego reliefu; rozkłada się łatwo w kwasach z wydzieleniem galaretowatej krzemionki.

Występuje on w skałach o znacznym niedomiarze krzemionki i wzbo­gaconych w Na, jak fojaity, terality, fonolity, tefryty, bazanity, nefelini-ty, cieszynity.

Pod wpływem roztworów hydrotermalnych nefelin przeobraża się w włókniste zeolity (natrolit). Stanowi surowiec do produkcji Al2O3

Analcym Na[AlSi₂O₆]-H₂O, układ regularny

Teoretycznie zawiera 54,6% SiO_£, 23,1% Al_aOj, 14,1% NaaO i 8,2% H₈O. Tworzy on kryształy w próżniach skalnych, w postaci dwudziestocztero-ścianów deltoidowych, podobnie jak leucyt. Jest bezbarwny, biały, niekie­dy różowy lub zielony, ma dobrą łupliwość według ścian sześcianu.

Własności: g = (2,16H-2,29)-10³ kg/m³, tw = 5^-5,5; w płytce cienkiej bezbarwny, izotropowy; n — 1,487; łatwo rozkłada się w kwasach z wydzieleniem galaretowatej krzemionki, łatwo topi się dając bezbarwne szkliwo.

Występuje on w skałach o niedomiarze SiOj, przy ^krystalizacji w nis­kich temperaturach zastępuje nefelin. Znany jest ze skał bazaltowych

i cieszynitów.

8. Grupa granitu i ryolitu

Granity

Są to skały zbudowane ze skalenia potasowego, kwarcu, kwaśnego plagio-klazu, minerału z grupy mik, rzadziej piroksenów lub amfiboli.

Skalenie stanowią łącznie 40 do 60%, w tym skalenie potasowe są zwykle w przewadze i stanowią 35 do 90% wszystkich skaleni.

Na podstawie zmiennego udziału skaleni potasowych i plagioklazów wyróżniono:

— granit alfa, o udziale 10 do 35% piagioklazów w stosunku do całko-witej zawartości skaleni,

— granit beta, o udziale 35 do 65% plagioklazów w stosunku do wszyst­kich skaleni.

Kwarc stanowi w granitach 20 do 40%. Minerały barwne występują w ilości 5 do 20%. Mogą one tworzyć w granitach tzw. szliry, czyli sku­pienia powstałe wskutek segregacji magmowej. Szliry są często zoriento­wane zgodnie z kierunkami nacisków górotwórczych, przez co swoim uło­żeniem wskazują kierunki osłabionej wytrzymałości masywu skalnego.

Minerały akcesoryczne i poboczne reprezentuje magnetyt, apatyt, cyr­kon i tytanit. Są przypadki kiedy granity wykazują większe wzbogacenie w minerał akcesoryczny, jak np. w turmalin w granicie turmalinowym. W zależności od rodzaju minerałów ciemnych wyróżnia się następu­jące granity:

— biotytowe (granityty),

• dwumikowe,

• amfibolowe,

• piroksenowe.

Makroskopowo granity przedstawiają skały o strukturze pełno krystalicznej, drobno-, średnio- i gruboziarnistej, barwy jasnoszarej, różowej, żółtawej lub czerwonawej. Bez większych trudności można w nich wy­różnić kwarc, skalenie i minerały barwne, to jest mikę, amfibol oraz piroksen.

Większość granitów wykazuje strukturę równomiernie ziarnistą, hipidiomorficzną, o różnej wielkości ziaren, zwykle średnioziarnistą.

W brzeżnych strefach masywów oraz w żyłach granity mogą mieć strukturę porfirowatą lub pegmatytową. Spośród tekstur występuje zwy­kle tekstura bezładna i zbita. Granity tworzą zajmujące znaczne obszary batolity, rzadziej żyły związane z występującymi głębiej batolitami. Batolity granitowe wykazu­ją cios prostopadłościenny (rys. 7.5), niekiedy płytowy lub kulisty.

Występowanie granitów w Polsce. Granity występują w Polsce na po­wierzchni na Dolnym Śląsku i w Tatrach. Znaczenie przemysłowe mają granity dolnośląskie. Granity dolnośląskie przedstawiają głównie granity właściwe. Występują także inne granitoidy, w tym granodioryty i tonality. Związane są z orogenezą hercyńską, w czasie której magma intrudowała w pęknięcia i szczeliny. Wiek tych intruzji określa się jako kar-boński. Granity te tworzą:

— masyw Strzelin—Otmuchów ,

— masyw Strzegom—Sobótka

— masyw Karkonoszy,

— masyw Kudowej,

• masyw łużycki.

Ryolity

Ryolity są ekstruzyjnymi odpowiednikami granitów. Odpowiednikiem granodiorytów i tonalitów są dacyty. Ryolity występują w postaci kopuł, pokryw, rzadziej tworzą sille i dajki, nieraz małe, płytkie intruzje. Usta­lenie składu mineralnego tych skał nie zawsze jest możliwe, zawierają one bowiem występujące w zmiennej ilości, szkliwo wulkaniczne. W ta­kim przypadku skład mineralny oblicza się ze składu chemicznego. Podobnie Jak granitów, różnicowanie tych skał oparte jest na zawartości plagioklazów w stosunku do całkowitej zawartości skaleni. Na tej podstawie wyróżnia się:

— ryolit alkaliczny, odpowiadający granitowi alkalicznemu,

— ryolit i ryodacyt, odpowiadające granitowi,

— dacyt, odpowiadający granodiorytowi i tonalitowi.

W odniesieniu do skal wieku paleozoicznego stosowano dawniej nazwy:

— porfir kwarcowy (paleoryolit) :

— keralofir kwarcowy (paleoryolit alkaliczny),

— porfiryt kwarcowy (paleodacyt).

Wśród neowulkanicznych skal wyróżniano liparyt.

Struktura ryolitów jest zwykle porfirowa, z felsytowym lub szklistym Ciastem skalnym, z fenokryształami przeważnie skorodowanego kwarcu, sanidynu lub mikroklinu, ortoklazu i plagioklazu sodowego. Struktura ich zmienia się od holokrystalicznej poprzez hipokrystaliczną do Malinowej. Minerały ciemne reprezentuje w ryolitach potasowych biotyt, a w ryolitach

sodowych — amfibole i pirokseny. Często występuje trydymit i kry-stobalit, a z minerałów wtórnych opal i chalcedon, wypełniające pory i pustki w skalach.

Występowanie: Porfiry - Miękin, Chełmiec. Ryolit - rejon Świerzawy

Aplity i pegmatyty

Wśród kwaśnych skał głębinowych (granitoidów) znaczne rozprzestrzenie­nie mają aplity i pegmatyty, tworzące żyły grubości od kilku milimetrów do kilkudziesięciu metrów i długości od kilkudziesięciu centymetrów do kilkuset metrów.

Aplity są to skały drobnoziarniste i bardzo drobnoziarniste, pańallo-triomorficzne, tworzące apofizy, dajki i małe pnie w masywach grani-toidowych.

Prawie wyłącznie zbudowane są z minerałów jasnych, tj. kwarcu,, ortoklazu lub mikroklinu, albitu, lub oligoklazu oraz muskowitu. Mi­nerały barwne stanowią około 2%. Niekiedy występuje topaz, granat i turmalin.

Pegmatyty, w odróżnieniu od aplitów, wykazują strukturę bardzo gruboziarnistą (wielkokrystaliczną) i obecność przerostów mineralnych, głównie skalenia (ortoklazu lub mikroklinu) z kwarcem {tzw. pegmatyty pismowe). Pegmatyty tworzą dajki, pnie, gniazda, soczewki oraz brzeżne strefy masywów skał głębinowych. Zawierają one turmalin, łyszczyki, beryl, topaz, apatyt, cyrkon, granaty, wolframit, molibdenit itp. W sto­sunku do aplitów pegmatyty zawierają dużą ilość minerałów drugorzęd­nych, z których wiele zawiera pierwiastki rzadkie i rozproszone (W, Mo, Sn, Be, Li, Zr, V, Ti, Th, U, Ta i Nb). Świadczy to o tym, że w tworzeniu się pegmatytów duże znaczenie miały lotne mineralizatory.

Pegmatyty granitowe, zawierają duże kryształy skalenia i kwarcu, stanowią cenny surowiec ceramiczny. Z pegmatytami związane są złoża niektórych drogocennych kamieni, jak berylu, topazu, turmalinu, akwa-marynu i in.

9. Grupa sjenitu i trachitu

W grupie tej występują skały obojętne, zawierające 52 do 65% i ślady kwarcu (do 5%). W stosunku do granitoidów zawierają ponadto więcej minerałów ciemnych (M = 10 : 45%). Głównym przedstawicielem, skał głębinowych jest sjenit, a skał wylewnych trachit.

Sjenit

Głównym minerałem sjenitów jest skaleń potasowy (zwykle ortoklaz) oraz. plagioklazy (oligoklaz lub andezyn). Wśród skaleni plagioklazy stanowią 10 do 35°/o. Z minerałów ciemnych występuje biotyt i amiibol, niekiedy również piroksen.

Na podstawie dominującego w skale minerału ciemnego wyróżnia się sjenity:

— biotytowe,

— amlibolowe,

— piroksenowe. Zawartość kwarcu w sjenitach nie przekracza 5%, a minerały akcesoryczne i poboczne to głównie tytanit, ilmenit i rutyl.

Makroskopowo sjenity przedstawiają Skały bezkwarcowe, barwy jasno­szarej lub różowej, zależnie od barwy skaleni potasowych, niekiedy także zielonawej, zależnie od stopnia zwietrzenia minerałów ciemnych. Struk­tury i tekstury podobne jak w granitach., przeważnie średnioziarniste. Od­miany drobnoziarniste noszą nazwę mikrosjenitów. Tworzą one dajki i sille przypominające aplity.

Sjenity nie należą do skał pospolitych. Występują zwykle wśród ma­sywów granitowych, diorytowych i gabrowych tworząc w nich strefy. Znane są także lakkolity sjenitowe.

W sjenitach zaznacza się cios równoległościenny, rzadziej pokładowy.

Zastosowanie sjenitów jako surowca skalnego jest podobne jak grani­tów. Średnia gęstość rzeczywista sjenitów wynosi (2,77 :2,82)*10³ kg/m³, a wytrzymałość mechaniczna 80 do 160 MPa, Z sjenitami związane jest występowanie złóż magnetytu, rud Mu, Cu i Au.

Do głównych odmian sjenitów zalicza się:

— sjenit alkaliczny, zbudowany głównie ze skalenia alkalicznego, po- nadto zawierający alkaliczne amfibole i alkaliczne pirokseny,

— monzonit, o równoważnym udziale plagioklazów (oligoklaz, andezyn) i skaleni potasowych,

— sjenit nefelinowy (foidowy), zawierający > 10°/o skaleniowców (foidów), głównie nefelinu, należący do odrębnej grupy systematycz­nej skal.

Sjenit nefelinowy ma zmienny skład mineralny. Wśród skaleni do­minujący udział mają skalenie potasowe. Plagioklazy stanowią do 10% wszystkich skaleni. Charakterystyczny jest wysoki i zmienny udział ska­leniowców (foidów), w tym głównie nefelinu, w ilości 10 do %. Minerały ciemne zawierają Na i występują w ilości do 30%. Reprezentują je amfibole (arfwedsonit, rybekit), pirokseny (augit egirynowy) i biotyt.

Ze względu na różny skiad minerałów ciemnych wyróżnia się:

— fojait, zawierający amfibole lub pirokseny,

— chibinit, zawierający augit egirynowy.

Przy większej niż 30°/o zawartości minerałów ciemnych wyróżnia się:

— malignit o M = 30 do 60°/e,

— szonkinit o M = 60 do 9C'%.

Sjenit nefelinowy ma barwę jasnoszarą i strukturę średnio i grubo­ziarnistą, holokrystaliczną. Tworzy pnie, lakkolity, lopolity i dajki.

Znaczenie praktyczne sjenitów nefelinowych jest duże, gdyż z nimi wiąże się występowanie złóż apatytu (półwysep Kola) oraz Zr i..Ti.Nie­które odmiany stanowią rudę Al.

Występowanie sjenitów w Polsce. Sjenity, w sensie terminologii technicz­nej, występują na Dolnym Śląsku w obszarze Niemczy. W znaczeniu pe­trograficznym w obszarze Niemczy brak typowych sjenitów. Skały zwa­ne tu sjenitami przedstawiają sjenodioryty z przejściami do granodiory-tów. Pod względem genetycznym są to granitoidy mieszane, związane z plutonizmem waryscyjskim. Tworzą one brzeżne strefy ciał intruzyjnych lub niewielkie i nieregularne ciała i dajiki.

Wśród tzw. sjenitów dolnośląskich wyróżnia się dwa typy:

— typ Przedborowa (od miejscowości Przedborowa w woj. wałbrzys­kim), barwy ciemnoszarej o zmiennym odcieniu aż do barwy czar­nej; wykazuje obecność większych skupień minerałów ciemnych w formie plam oraz nagromadzeń skaleni w postaci jaśniejszych smug; struktura zwykle drobnoziarnista, nierównomiernie ziarni­sta, brak podzielności, przełam o powierzchni nierównej;

— typ Kośmin (od miejscowości Kośmin w woj. wałbrzyskim), barwy ciemnoszarej pstrej, o strukturze porfirowatej gruboziarnistej, za­znaczonej obecnością dużych białawych ziarn skaleni na czarnym tle skalnym, zbudowanym z plamistych i smugowych skupień mi­nerałów ciemnych; tekstury kierunkowe, oddzielność jednokierun­kowa.

Obie odmiany są przedmiotem eksploatacji. Gorsza niż w granitach oddzielność utrudnia eksploatację. Rocznie wydobywa się ich około 200 tys. t. Sjenity jako surowce skalne wyróżniają się walorami dekoracyj­nymi i dużą wytrzymałością mechaniczną. Są podatne na szlifowanie i polerowanie, jednak znacznie trudniejsze w obróbce niż granity dolno­śląskie.

Sjenity dolnośląskie stosuje się jako wykładziny pionowe i poziome W budownictwie publicznym oraz wykorzystuje do budowy pomników 1 nagrobków.

Trachity

Trachity są odpowiednikami ekstruzyjnymi sjenitów. Są to skały świeże, drobnoziarniste o strukturze porfirowej. Na przełamie, wskutek drobno-porowatej budowy, są szorstkie i chropowate. Tekstury mają często fluidalne,

barwę szarą, żółtą, czerwonawą, w jasnych odcieniach.

Fenokryształy tworzy listewkowaty sanidyn, anortoklaz. rzadziej or-toklaz, mikroklin lub oligoklaz. Z minerałów ciemnych występuje biotyt, a także amfibole i pirokseny. Skład mineralny drobnoziarnistego ciasta skalnego jest podobny do składu fenokrysztaiów. Występuje w nich szkli­wo wulkaniczne. W zależności od składu skaleni wyróżnia się:

— trachity alkaliczne, odpowiadające sjenitom alkalicznym,

— latyty, będące ekstruzyjnymi odpowiednikami monzonitów,

— fonolity, odpowiadające sjenitom nefelinowym (foidowym). Fonolity są pod względem składu mineralnego podobne do sjenitów nefelinowych z wyjątkiem zwykle mniejszego udziału minerałów ciemnych (M do 25%). Są to skały jasnoszare o strukturze porfirowej, teksturze zbitej i masywnej, często fluidalnej, zawierające listewkowate fenokryształy sanidynu i nefelinu oraz augitu egirynowego.

Odmianą fonolitu jest fonolit tefrytowy o większym udziale plagioklazów i zwiększonej zawartości minerałów ciemnych w stosunku do fo­nolitu. Fonolity tworzą kopuły i potoki lawowe, lakkolity i nieregularne żyły. Zwykle zaznacza się w nich cios cienkopłytowy. "W związku z taki] podzielnością stosowano je do krycia dachów. Ze względu na znaczni) zawartość alkaliów są surowcem szklarskim i ceramicznym.

Wśród skał paleowulkanicznych wyróżnia się:

— keratofiry, czyli paleotrachity alkaliczne,

— ortofiry czyli paleotrachity, określane także jako porfiry ortokla- zowe (bezkwarcowe).

Skały paleowulkaniczne różnią się od trachitów obecnością zmatowia­łych fenokryształów ortoklazu i schlorytyzowanych minerałów ciemnych. Barwa tych skal jest zwykle fioletowoszara, rozjaśniająca się w procesie

wietrzenia. Trachity są pospolitsze od sjenitów. Tworzą kopuły, pokrywy i potoki,

którym towarzyszy nagromadzenie popiołów wulkanicznych. Zastosowanie trachitów jako surowców skalnych zależy od charakteru ciasta skalnego i wielkości fenokryształów. Odmiany bogatsze w szkliwo łatwiej ulegają wietrzeniu i obniżają własności techniczne. Ponadto mniej wartościowe są odmiany z licznymi i dużymi fenokryształami. Skały o drobnokrystalicznej strukturze stanowią doskonały surowiec dla budownictwa.

Występowanie trachitów i fonolitów w Polsce. Jedyne w Polsce złoże trachitu występuje w Siedlcu koło Krzeszowic. Tworzy ono pionową dajkę szerokości 6 do 8 m, przecinającą utwory dewonu. Skała ta przedstawia surowiec ceramiczny o nieznacznej zawartości barwiących tlenków i wysokiej zawartości K₂O. Trachit z Siedlca jest przydatny jako topnik nadający się do produkcji porcelany technicznej i elektrotechnicznej. Obecnie

nie eksploatuje się tego złoża.

Na Dolnym Śląsku wśród ryolitów występują keratofiry, latyty i ortofiry będące przedmiotem łącznej eksploatacji pod techniczną nazwą porfirów. Stosuje się je głównie w drogownictwie.

10. Grupa diorytu i andezytu

Grupa ta obejmuje skały obojętne, pozbawione w zasadzie kwarcu (Q < < 5%). Od skal grupy sjenitu i trachitu różni się większą zawartością minerałów ciemnych (M do 50%) oraz występowaniem wśród skaleni prawie wyłącznie plagioklazów > 90%. Przedstawicielem skal głębino­wych jest dioryt, a skal wylewnych andezyt.

Dioryty

Minerały jasne w diorytach reprezentuje plagioklaz (oligoklaz, andezyn), który dominuje wśród skaleni. Ortoklaz i mikroklin stanowią do 10% skaleni, brak jest kwarcu. Minerały ciemne, występujące w ilości 25 do 50% reprezentuje głównie hornblenda i biotyt, rzadziej piroksen (augit, hipersten). Minerały skupiają się w skale tworząc szliry,

W zależności od rodzaju przeważającego minerału ciemnego wyróżnia się dioryty:

— biotytowe,

— amfibolowe,

— augitowe,

• biotytowo-hiperstenowe.

Wśród minerałów akcesorycznych i pobocznych występuje głównie

magnetyt, ilmenit, apatyt, cyrkon i tytanit.

Makroskopowo dioryty są skałami o barwie ciemnoszarej, niekiedy o odcieniu zielonym, o strukturze holokrystalicznej, średnio-i gruboziar­nistej, hipidiomorficznej, zwykle równomiernie ziarnistej. Odmiany drob­noziarniste noszą nazwę mikrodiorytów. Tworzą one płytkie ciała intruzyjne i żyły.

Podobnie jak sjenity, dioryty nie należą do skul zbyt rozpowszech­nionych. Na ogół rzadko tworzą samodzielne formy występowania, jak lakkolity, dajki i pnie. Najczęściej tworzą strefy w obrębie masywów granodiorytowych i tonalitowych.

Dioryty wykorzystuje się podobnie jak granity i sjenity, jako kamień ciosowy i łamany w budownictwie i drogownictwie. Średnia gęstość rze­czywista diorytów wynosi (2,78 : 2,84)*10³ kg/m³, a wytrzymałość mecha­niczna na ściskanie 200 MPa. Z diorytami związane są złoża rud Fe, Pb. Zn, Cu i Au.

Do głównych odmian diorytów zalicza się:

— dioryt kwarcowy, zawierający do 20% kwarcu, spokrewniony z tonalitami,

— monzodioryt, stanowiący ogniwo przejściowe do monzonitu,

— monzogabro, stanowiące odmianą przejściową do gabra.

Występowanie diorytów w Polsce. Dioryty występują łącznie z tzw. sjenitami na Dolnym Śląsku w obszarze Niemczy oraz pomiędzy Kłodzkiem i Złotym Stokiem.

Andezyty

Pozycja andezytu w systematyce skał jest dyskusyjna. Trudne jest wyzna­czenie ściślejszej granicy pomiędzy andezytami a dacytami. Ogniwo łą­czące się z dacytami może być nazywane kwarcowym andezytem. Gra­nice pomiędzy andezytami i bazaltami wyznacza zawartość SiO₂ = 52% i wskaźnik barwy M = 40°/o. Ogniwo przejściowe od andezytów do ba­zaltów stanowi andezyt latytowy (trachyandezyt), zawierający 15 do 38% minerałów ciemnych.

Andezyty są skałami o znacznym rozprzestrzenieniu. Makroskopowo są skałami szarymi lub ciemnoszarymi. Charakteryzują się strukturą por­firową, teksturą często porowatą. Fenokryształy utworzone są przez plagioklazy (andezyn, labrador) oraz minerały ciemne, jak augit, biotyt, hornblenda, hipersten.

Uwzględniając dominujący rodzaj minerału ciemnego wyróżnia się andezyty:

• biotytowe,

• amfibolowe,

• augitowe.

Minerałami akcesorycznymi i pobocznymi są głównie magnetyt i apa­tyt, niekiedy oliwin. Andezyty tworzą pokrywy, kopuły i potoki, rzadziej lakkolity, dajki i płytkie ciała intruzyjne. Wykazują oddzielność płytową, i słupową.

Paleowulkaniczne andezyty były nazywane porfirytami. Są to skały zmienione wskutek wtórnych procesów. Zawierają minerały wtórne, jak serycyt, chloryt, epidot i in., które powodują zielonkawe zabarwienie tych skał. Andezyty znajdują zastosowanie w budownictwie Jaka kliniec, rza­dziej jako kamień okładzinowy. Średnia gęstość rzeczywista andezytów wynosi (2,69 : 2,18)*10 kg/m³, a wytrzymałość mechaniczna około 70 MPa. Mogą być stosowane jako materiał kwasoodporny.

Występowanie andezytów w Polsce. Andezyty występują w Pieninach, w pasie od góry Wżar koło Czorsztyna (kamieniołom Kluszkowce) po górę Jarmutę koło Szczawnicy (kamieniołom w Malinowej).

11. Grupa gabra i bazaltu

Grupa ta obejmuje skały zasadowe o zawartości 45 do 52% SiO₂. Górna zawartość SiO₂ wyznacza granicę z grupą diorytu i andezytu. Kwarc jest w tych skalach minerałem akcesorycznym. Głównym minerałem jasnym jest plagioklaz (labrador lub bytownit). Minerały ciemne wystę­pują w ilości 35 do 65%. W niektórych odmianach obecny jest oliwin lub skaleniowce (foidy). Przedstawicielem skał głębinowych jest gabro, skał hipabisalnych diabaz (dołeryt), a skał wylewnych bazalt. W grupie tej wydziela się skały wapienno-ałkaliczne, najbardziej rozpowszechniono, oraz skały alkaliczne o mniejszym rozpowszechnieniu.

Gabra

W składzie mineralnym gabra wapienno-alkalicznego występuje plagioklaz (labrador, bytownit, anortyt), a z minerałów ciemnych, w kolejności występowania: augit, hipersten i oliwin. Podrzędnie może występować amfibol i biotyt. Wskaźnik barwy M = 35- : 65^o/o. Minerały akcesoryczne i poboczne reprezentuje apatyt, magnetyt, ilmenit, chromit i in.

Makroskopowo gabro jest skalą barwy ciemno- lub czarnozielonej,

o strukturze głównie średnioziarnistej, hipidiomorficznej, niekiedy także gruboziarnistej. Występujące w żyłach gabro drobnoziarniste jest nazy­wane mikrogabrem. Tekstura gabra jest masywna lub równoległa. W gab-rze wstęgowym zaznacza się naprzemianległe ułożenie warstewek bogat­szych i uboższych w minerały ciemne.

Gabra tworzą różnorodne formy, jak lakkolity, lopolity, niekiedy dajki, występujące zwykle wśród skał metamorficznych. Główną formą od-dzielności jest cios prostopadłościenny.

Gabra używa się jako materiału skalnego w drogownictwie. Poddaje się ono z trudem polerowaniu dając niekiedy piękną grę barw, wywoły­wanych ciemnoniebieską połyskliwością labradoru.

Z własności technicznych charakterystyczna jest duża gęstość rze­czywista, wynosząca (2,8 : 3,l)*10³ kg/m³, bardzo niska porowatość, duża świeżość oraz wytrzymałość mechaniczna na ściskanie w zakresie 160 do 200 MPa. Ze względu na walory dekoracyjne i własności techniczne gabra stanowią cenny surowiec dla budownictwa.

Z masywami skał gabrowych związane jest występowanie złóż rud: Co, Ni, Cu, Pt i platynowców, Ti, V, korundu i innych kopalin.

Do głównych odmian gabra wapienno-alkalicznego należy:

— gabro zwyczajne, zawierające labrador oraz augit lub diallag, prze­chodzące przy zwiększonej zawartości oliwinu w gabro oliwinowe,

— noryt, w którym hipersten przeważa nad piroksenami jednoskośnymi, przechodzący przy zwiększonej zawartości oliwinu w oliwinowy noryt,

— troktolit (pstrągowiec), zawierający labrador lub bytownit i oliwin,

— anortozyt i labradoryt, prawie monomineralne skały, zbudowany odpowiednio z anortytu i labradoru, o wskaźniku M<10%.

Pod wpływem roztworów hydrotermalnych gabro może przeobrażać się w serpentynit, tj. skałę metamorficzną zawierającą serpentyn, talk i chloryt. Występowanie w Polsce. Gabra tworzą ciała intruzyjne wokół masywu gnejsowego Gór Sowich na Dolnym Śląsku. Znane są z obszaru Nowej Rudy, Sobótki (masyw Ślęży) i Braszowic. Eksploatuje się je w Słupcu koło Nowej Rudy i w Braszowicach na pld. od Ząbkowic Śląskich. Łącz­nie wydobywa się gabra ponad 300 tys. t/r. Masyw Ślęży, ze względu na ochronę krajobrazu, nie jest eksploatowany.

Bazalty i diabazy Bazalty są skałami wulkanicznymi najbardziej rozpowszechnionymi w skorupie ziemskiej. Wykazują na ogól struktury drobnoziarniste z przejściem do szklistych (Malinowych). Bardziej gruboziarniste odmiany I właściwe djabazom, które tworzą dajki i sille. W sensie petrograficznym diabazy powinny nazywać się dolerytami. Zasadowymi szkliwami wulkanicznymi o składzie chemicznym bazaltów są palagonity zawierające nieco H₂O, wykazujące współczynnik załamania światła n < 1,54.

Bazalty zajmują w systematyce skal wspólną pozycję z andezytami Zawierają one 40 do 70% minerałów ciemnych i < 52% SiO₂, w andezytach

natomiast minerałów ciemnych jest mniej, a SiO₂ więcej.

Bazalt ma barwę czarną lub prawie czarną; zwietrzały zmienia barwę na brunatną lub ciemnozieloną. Wykazuje zróżnicowaną strukturę od drobnoziarnistej do szklistej. Niekiedy ma strukturę intersertalną, często porfirową, holo- lub hipokrystaliczną. Fenokryształy tworzą augit, plagioklaz i oliwin. Ciasto skalne wykazuje strukturę mikroziarnistą i równomiernie ziarnistą, często szklistą. W składzie mineralnym bazaltu obok plagioklazu

(labrador, bytownit) i piroksenów występuje stale magnetyt, ilmenit, rzadziej hematyt,

piryt i grafit. Niekiedy obecny jest oliwin, skaleniowce (foidy) i szkliwo wulkaniczne.

Występowanie bazaltów w Polsce, W Polsce eksploatuje się bazalty, dia-bazy i melafiry obejmujące w znaczeniu petrograficznym różne, zasa­dowe skały wylewne i hipabisalne.

Bazalty w Polsce występują na Dolnym i Górnym Śląsku, na obszarze od Zgorzelca po Górę Św. Anny. Związane są z wulkanizmem trzeciorzę­dowym. Są to skały barwy czarnej lub ciemnoszarej, drobnokrystaliczne. Wśród bazaltów śląskich stwierdzono:

— nefelinity (Gracze, Sulików, Ligota Tułowieka),

— nefelinity tefrytowe (Janowiczki, Księgniki, Zaręba, Rutki,Gronowskie

Wzgórza, Wilcza Góra),

— tefryty i bazanity (Krzeniów, Winna Góra, Męcinka, Pielgrzymka).

— bazalty (Targowica, Leśna).

Bazalty śląskie tworzą kominy, pokrywy i żyły, którym towarzyszą utwory piroklastyczne. W bazaltach występuje cios słupowy o przekroju pięcio- lub sześciobocznym i grubości słupów do 2 m. Regularne i mniej regularne słupy ułatwiają prowadzenie eksploatacji. Roczne wydobyciu bazaltów wielkości około 5,2 min ton pochodzi głównie z kamieniołomów Gracze, Księginki, Krzeniów, Sulików, Męcinka i Wilcza Góra.

12. Grupa perydotytu

Ta grupa skal wykazuje zawartość SiO₂ < 45%. Zawartość minerałów ciemnych przekracza w nich znacznie 70%, często sięga 90%. Skały te pozbawione są skaleni. Zalicza się je do odrębnej grupy systematycznej skał ultramaficznych (ultramafitów). Skały grupy perydotytu tworzą prze­ważnie dolne partie grubych sillów, potoków lawowych i lopolitów zbu­dowanych ze skał zasadowych. W górnych partiach przechodzą stopniowo w skały zasadowe grupy gabra.

Perydotyty

Perydotyty są skalami zbudowanymi głównie z oliwinu (40 do 100%) i piroksenu (0 do 60%). Ponadto mogą występować amfibole, biotyt lub flogopit, granat, chromit i Pt rodzima. Mają strukturę średnio- i gru­boziarnistą, barwę ciemnoszarą do czarnej, często zielonawoczarną lub brunatnoczerwoną.

Na podstawie zmiennego udziału oliwinu wyróżnia się:

— dunit, zawierający 80 do 100% oliwinu,

— perydotyt (oliwinit), zawierający 30 do 80% oliwinu,

— piroksenit oliwinowy, zawierający 10 do 30% oliwinu,

— piroksenit, zawierający 0 do 10% oliwinu i stanowiący ogniwo łą­czące grupę perydotytu z gabrąmi.

Dunity i perydotyty zawierają chromit, który tworzy w nich skupienia w formie szlirów, nadające sią do eksploatacji górniczej. Oliwin zawarty w tych skałach może ulec serpentynizacji, przeobrażając się w antygoryt i chryzotyl. Tak przeobrażone dunity i perydotyty przedstawiają skały metamorficzne — serpentynity.

Szczególną odmianą perydotytu jest diamentonośny kimberlit, wypeł­niający kominy wulkaniczne.

Dunity i perydotyty tworzą masywy oraz mniejsze, niezgodne ciała intruzyjne. Nie mają swoich odpowiedników wśród skał ekstruzyjnych.

Odmianą perydotytu jest: harcburgit, zbudowany głównie z oliwinu (40 do 90%) oraz piroksenu rombowego (hipersten, bronzyt, enstatyt — iącznie do 60%) i plagioklazu (do 10%). W skałach grupy perydotytu występuje równoległoscienny cios, niekiedy zaznacza się oddzielność kulista. Praktyczne znaczenie perydotytów wiąże się z występowaniem w ich obrębie tak cennych rud jak Pt, Cr, Cu, Fe, Ti, Ni, Co oraz takich kopalin niemetalicznych, jak azbest, talk i magnezyt. Z kimberlitów odzyskuje się diamenty (10 do 90 kr/100 t).

Skały osadowe:

13. Grupa węglanów

Do najważniejszych minerałów skałotwórczych skał osadowych należy zaliczyć węglany wapnia, magnezu, żelaza i manganu. Często w grupie tej spotyka się izomorficzne roztwory stale, np. Fe, Mg, Mn. Węglany krystalizują głównie w układzie trygonalnym, rzadziej rombowym.

Kalcyt CaCO₃, układ trygonalny

W kalcycie występują domieszki FeO, BaO, SrO, PbO, ZnO. Często spotyka się również kryształy mieszane, np. (Ca, Mn) CO₃. Występuje on w postaci skalenoedru i romboedru. W próżniach i szczelinach skalnych występują kryształy kalcytu o dużym bogactwie ścian. W skałach osadowych kalcyt tworzy przeważnie skupienia krypto- lub mikrokrystaliczne o ułożeniu bezładnym, igiełkowatym, współśrodkowym, warstwowym. Kalcyt ma łupliwość doskonałą wg ścianek romboedru, Często tworzą się bliźniaki wg romboedru, czasami występują wielokrotne zbliźniaczenia w postaci prążków syntetycznych krzyżujących się ukoś­nie. Kalcyt przezroczysty nosi nazwę szpatu islandzkiego. W miarę wzro­stu zanieczyszczeń może być biały, żółty, różowy.

Własności: rysa biała, połysk szklisty; w płytce cienkiej bez­barwny, charakter optyczny (—); rozpuszcza się gwałtownie w zim­nych kwasach.

Syderyt FeCO₃, układ trygonalny

Często tworzy on roztwory stałe w MgCO₃ i MnCO₃. Na przykład mine­rał zawierający 5 do 4O°/o MnCO₃ nosi nazwę oligonitu, a zawierający 5 do 30% MgCO₃ — syderoplezytu. W syderycie mogą również występo­wać podstawienia CaCO₃, lecz ze względu na duże różnice w promieniach jonowych między żelazem a wapniem nie przekraczają one 15%.

Syderyt tworzy romboedry, często występuje w formach mikrokrysta­licznych, zbitych lub oolitowych.

Własności: barwa jasnożółta do brunatnej, rysa szara; w płytce cienkiej bezbarwny lub brunatnawy, przy czym intensywność za­barwienia wzrasta wraz z utlenieniem minerału; charakter optycz­ny (—); łupliwość doskonała wg (1011); rozkłada się w gorącym kwasie solnym; po wyprażeniu staje się magnetyczny. Syderyt tworzy się głównie w skalach osadowych. Najczęściej po­wstaje on w wyniku krystalizacji z roztworów rzeczywistych lub koloidal­nych. Może również tworzyć się w wyniku tzw. metasomatozy, tj. zastą­pienia kationów innych węglanów przez żelazo. Syderyt często zawiera znaczne domieszki minerałów ilastych i nosi wtedy nazwę syderytu ila­stego. Formy syderytów ilastych są często bulaste, zwane z tego względu sferosyderytami. Syderyt może również występować iako produkt krystalizacji hydrotermalnej.

Syderyt występuje w złożach osadowych w Polsce w okolicach Często­chowy i Łęczycy. Znany jest ze złóż Lotaryngii, Alzacji i in. Duże złoża hydrotermalne syderytu znajdują się w Austrii (Erzberg), Hiszpanii (Bilbao) i in. Syderyt jest poszukiwaną rudą żelaza.

Magnezyt MgCO₃, układ trygonalny Częste są w nim podstawienia Mn, Fe, Ca. W formie domieszek mecha­nicznych występuje w nim kwarc, czasami chalcedon. Magnezyt występuje w drobnoziarnistych zbitych skupieniach, rzadziej tworzy prawidłowe większe romboedry.

Własności: połysk szklisty, przełam muszlowy, barwa biała do brunatnej; w płytce cienkiej bezbarwny (odmiany bogatsze w żelazo mają barwę brunatnawą), charakter optyczny ujemny; rozpuszcza się w HC1 po 15 min gotowania. ,,,

Spotyka się go wśród ewaporatów (skał powstałych przez wyparowanie wody morskiej), jako wynik reakcji solanek zawierających MgSO4 z dolomitami. Powstaje również w czasie metamorfozy minerałów bogatych w magnez, np. oliwinu.

Magnezyt występuje w ZSRR (Satka), Czechosłowacji (Kokova) i in.. W Polsce znany jest z okolic Sobótki i Braszowic.

Magnezyt znajduje zastosowanie jako materiał ogniotrwały, uzywn się go również w przemyśle papierniczym, gumowym i in..

Dolomit CaMg[CO3]2, układ trygonalny Z domieszek występuje w nim FeO, MnO, PbO i in. Przy podstawieniach żelaza powstaje odmiana nazywana dolomitem żelazistym, większe pod­stawienia prowadzą do utworzenia ankerytu. W przyrodzie znane są rów­nież dolomity zawierające większe ilości manganu i cynku (dolomity manganowe i cynkowe).

Dolomit tworzy większe romboedry, jak również drobnokrystaliczne lub mikrokrystaliczne zbite skupienia.

Własności: połysk szklisty; łupliwość doskonała wg (1011), kru­chy; chemicznie czysty jest bezbarwny, najczęściej ma barwy: biała, szarą, żółtawą; rysa biała; w płytce cienkiej bezbarwny; rozpuszcza się w HC1 po 4 min gotowania. Dolomit powstaje w wyniku różnych procesów chemicznych. Może tworzyć się. w wyniku bezpośredniej krystalizacji w silnie zasolonej wodzie morskiej lub, co zachodzi częściej, w efekcie dolomityzacji osadów wapiennych.

Proces dolomityzacji polega na zastępowaniu jonów wapnia w sieci krystalicznej kalcytu przez jony magnezu zawarte w wodzie morskiej, Dolomit może być również pochodzenia hydrotermalnego.

Dolomit jest szeroko rozpowszechnionym minerałem skałotwórczym,

występuje w skalach o tej samej nazwie — w dolomitach, jak również wchodzi w skład wielu innych skal osadowych.

Ankeryt Ca, Fe[CO₃]₂, układ trygonalny Jest to odmiana dolomitu, w którym magnez jest podstawiony przez że­lazo, czasami mangan, w stosunku 4:1. W większości ankerytów dostrze­ga się nadmiar Ca w stosunku do Fe i Mn.

Ankeryt tworzy romboedry, najczęściej spotyka się go w formie drob­nokrystalicznych zbitych skupień.

Własności: barwa od białej do żółtawej; w czasie utleniania brunatnieje; po wyprażeniu wykazuje własności magnetyczne.

Wśród skał osadowych spotyka się go w żelazistych iłowcach, zwłasz­cza karbońskich, gdzie występuje w formie nieprawidłowych skupień lub oolitów. Ankeryt często występuje również w żyłach hydrotermalnych.

14. Grupa krzemionki

Do głównych minerałów grupy krzemionki należą: opal, chalcedon i kwarc.

Opal SiO2*nH2O, bezpostaciowy

Jest to zestalona koloidalna krzemionka zawierająca od 1 do 21% wody. W czasie ogrzewania woda jest oddawana w sposób ciągły. Własności fi­zyczne minerału są zmienne i zależą od ilości wody.

Własności: g = (2,008:2,160)-10³ kg/m³, tw = 5,5:6; barwa biała, opalizująca niebiesko, żółto z zielonymi odcieniami; w płytce cienkiej bezbarwny, izotropowy; n = l,37:l,46; rozpuszcza się w go­rących ługach, np. w NaOH lub KOH; na zimno ulega rozkładowi w HF, częściowo rozpuszcza się również w 2O% wrzącym HC1; wy­kazuje zdolności adsorpcyjne.

Opal jest utworem nietrwałym, w miarę starzenia się koloidu prze­chodzi w formę skrytokrystaliczną — chalcedon, a następnie w kwarc.

Opal występuje w organizmach budujących szkielety lub skorupki krzemionkowe i dlatego spotyka się go najczęściej w organogenicznych skałach osadowych. Wytrąca się również z roztworów hydrotermalnych w szczelinach i pustkach skał magmowych. Białoniebieskawy nosi nazwę opalu szlachetnego i ma zastosowanie w jubilerstwie.

Chalcedon SiO₂, układ trygonalny

Jest to skrytokrystaliczna odmiana kwarcu z submikroskopowymi pust­kami, zawierająca zawsze pewną ilość wody.

Chalcedon tworzy formy nerkowate, kuliste, skorupowe lub nacie­kowe. Własności: g = (2,55:2,63)*10 kg/m³, tw = 5,5:6; barwa szara ; w płytce cienkiej bezbarwny; nw = l,54:l,55

ma zmienną mikrobudowę: bezładną, włóknistą lub wachlarzowatą, przy skrzyżowanych nikolach wykazuje charakterystycz­ne krzyże interferencyjne.

Czasami spotyka się barwne chalcedony znajdujące zastosowanie w Ju bilerstwie, np. zielony — chryzopraz, czarny — onyks, wstęgowo zabarwiony

— agat.

Chalcedon w skalach osadowych może być, podobnie jak opal, pochodzenia organicznego. Może również powstać na drodze chemicznej z krzemionki

koloidalnej. W skałach wulkanicznych tworzy się w szczelinach i porach z roztworów hydrotermalnych,

Kwarc SiO2, układ trygonalny

Należący do tej grupy kwarc omówiono szczegółowo wśród minerałów

skałotwórczych skał magmowych.

15. Grupa kaolinitu

Kaolinit

W formie niewielkich domieszek kaolinit może zawierać Ca, Na, K, Ti, Fe. Najczęściej spotykany jest kaolinit o strukturze uporządkowanej, rzadziej występuje w postaci nieuporządkowanej lub nawet prawie bezpostaciowej. Nieuporządkowana struktura powstaje w wyniku nieregular­nego przesunięcia względem siebie sąsiadujących pakietów, co zachodzi głównie przy krystalizacji z żelów.

Kaolinit występuje w formie sześciobocznych blaszek i tabliczek o wielkości od 3 do 15 um. Często tworzy skupienia zbite i ziarniste. Czasami występuje w agregatach, w których poszczególne blaszki układają się równolegle, robaczkowato {kaolinit robaczkowy) lub wachlarzykowato.

16. Grupa illitu (hydromuskowitu)

Illit(K, H₃O)Al₃[OH]2[AlSi₃O₁₀], układ jednoskośny

Wykazuje on strukturę pakietową trójwarstwową. Poszczególne pakiety są podobne do pakietów montmorillonitu, z tym że w warstwach krzemo-tlenowych w Illicie następuje podstawienie krzemu przez glin, jest więc glinokrzemianem. Poszczególne pakiety powiązane są ze sobą poprzez jony K, zastępowane przez H3O. Illit tworzy bardzo drobne kryształy, występu­je również w formie drobnych blaszek.

Własności: barwa biała (w obecności domieszek żelaza szara lub brunatnawa), rysa biała, gęstość zmienna zależna od stopnia uwod­nienia; łupliwość doskonalą wg (001); w płytce cienkiej bezbarwny, 2V = 5:10*, charakter optyczny ujemny; łatwo rozkłada się w kwa­sach

Illit jest podobny do muskowitu, od którego różni się nieco niższą dwójłomnością, zwykle też występuje w drobniejszych ziarnach. Pod względem własności chemicznych różni się od muskowitu większą roz­puszczalnością w HC1 i H2SO4.

Illit jest produktem wietrzenia glinokrzemianów głównie skaleni. Pos­policie występuje wśród skał osadowych — iłowców, glin i mułowców. Często spotyka się go wśród iłowców towarzyszących pokładom węgla.

W czasie wietrzenia w środowisku kwaśnym illit przechodzi w kaoli-nit, a w środowisku alkalicznym w montmorillonit. W warunkach meta­morficznych przeobraża się w serycyt.

Wydobywanie w polsce kopalin metalicznych i chemicznych:

• Kopaliny złota - odzyskiwane z kopalin arsenu w Złotym Stoku. USA RPA ZSRR\

• Kopaliny srebra - srebro rodzime występuje w Lubińskim Zagłębiu Miedziowym.

• Kopaliny żelaza - z magnetytu Fe3O4 w Kowarach, Kletnie koło Kłodzka, Krzemianka.

z hematytu Fe2O3 Góry Świetokrzyskie, w Rudkach koło Nowej Słupi.

z syderytu FeCO3 Częstochowa, Łęczyca,

• Kopaliny miedzi - z chalkopirytu CuFeS2 Miedziana Góra, Miedzianice, Bolesławiec,

Miedz rodzima niewielkie ilości w Miedzianej Górze, Kamienna Góra.

• Kopaliny cynku i ołowiu - śląsko - krakowskie złoża cynku i ołowiu.

• Kopalina Siarki - obszar Tabrobrzegu, odkrywkowo Machów, otworowo (Basznica, Jeziórko)

• Halit - bochania i wieliczka.

1

2

---